Livro de actas

Objectivos:
• Apresentação de sínteses regionais
• Discussão das correlações entre regiões e/ou bacias
• Troca de informações e metodologias
• Apresentação de resultados de investigação em curso
Programa
11 de Abril de 2002 (Quinta-feira)
Faculdade de Letras da Universidade do Porto - Anfiteatro Nobre
10:00-10:45
10:45-11:15
11:15-12:00
12:00-12:45
12:45-14:30
14:30-15:00
15:00-15:30
15:30-16:00
16:00-16.30
16:30-17:00
17:00-17:30
17:30-18:00
18:00-18:30
German Flor - Universidade de Oviedo
"Rasas y superficies de erosión continental en el relieve alpídico del noroeste peninsular y los depósitos terciarios".
Pausa para café
Augusto Pérez Alberti - Universidade de Santiago de Compostela
"Dinâmica geomorfologica y evolución sedimentaria del Sudeste de Galicia (España) durante el Terciario"
Angel Martín Serrano - Instituto Geológico y Minero de España
"Genesis y evolución del relieve del borde occidental de la Cuenca del Duero".
Almoço
Sessão de posters
Diamantino Pereira - Universidade do Minho
"Dos aspectos gerais a algumas particularidades da geomorfologia de Trás-os-montes oriental e Alto Douro"
Isabel Caetano Alves - Universidade do Minho
"A sedimentação fluvial cenozóica nas bacias do Minho"
M. Assunção Araújo - Universidade do Porto
"O final do Cenozóico na plataforma litoral da região do Porto"
Pausa para café
António Ferreira Soares - Universidade de Coimbra
"Os depósitos tidos por quaternários na bacia da Lousã-Miranda do Corvo"
Pedro Proença Cunha - Universidade de Coimbra & A. Antunes Martins - Universidade de Évora
"Principais aspectos geomorfológicos de Portugal central - a relação com os depósitos sedimentares e a relevante importância do controlo tectónico"
Debate
Existirá, também, uma sessão de Posters para qual todos os participantes são convidados.
Os dias 12 e 13 de Abril (Sexta e Sábado) serão destinados a uma excursão a Trás-os-Montes, com passagem pelo Alto Douro, orientada pelo Prof.
Diamantino Pereira, da Universidade do Minho.
Secretariado
Centro Leonardo Coimbra
Resumos
das
Conferências
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
RASAS Y SUPERFICIES DE EROSIÓN CONTINENTAL EN EL RELIEVE ALPÍDICO DEL
NOROESTE PENINSULAR Y LOS DEPÓSITOS TERCIARIOS
Germán Flor. Profesor Titular. Departamento de Geología. Universidad de Oviedo.
[email protected]. C/ Arias de Velasco, s/n. 33005-Oviedo.
La orogenia alpina ha construido en el noroeste peninsular una cordillera apéndice por el
occidente de los Pirineos, alineada E-O, que se disipa en el contacto con Galicia oriental por la
interferencia que supone la aparición de la sierra de los Ancares (NNE-SSO).
Desde el punto de vista morfogenético, se separan tres ámbitos mayores (Peón, 1992), con la
misma dirección principal apuntada: 1) divisoria principal y sierras subsidiarias, que constituye
la franja más elevada (>1.500 m), sirviendo de límite entre los ríos cantábricos (cortos y de
pendiente acusada) y los de las grandes cuencas del Duero y Ebro;2) ámbito de superficies de
erosión continental, que ocupa la banda intermedia con alturas intermedias (1.500-300 m), dentro
de la que se escalonan planicies con alturas paulatinamente decrecientes hacia el N, y disectada
por los ríos principales y numerosos afluentes; y 3) rasas costeras que se extienden, igualmente,
escalonadas desde alturas algo inferiores a los 300 m, también atravesadas por los tramos
inferiores de los ríos mayores y sobre las que se han enraizado numerosos ríos costeros, algunos
formando parte de estuarios de cierta magnitud.
El edificio cordillerano es una respuesta a los esfuerzos compresivos, fundamentalmente, de
dirección N-S ocurridos durante el Paleógeno; se generaría un despegue en el basamento a través
de una rampa con un acortamiento de 22 km y cuya inclinación hacia el N es variable: 15º a 18º
(Pulgar y Alonso, 1995). La masa rocosa implicada experimentaría un complejo mosaico de
bloques desnivelados, mejor limitados por fallas inversas (García-Ramos y Gutiérrez Claverol,
(1995), algunos constituyendo sierras extensas, en lo que Llopis (1954) denominó una tectónica
germánica de horst y graben con direcciones preferentes de fallas E-O y sus conjugadas NE-SO y
NO-SE, en buena parte heredadas de la tectónica varisca y tardivarisca y de la época cretácica.
Durante esta etapa, en el territorio oriental asturiano enlazando con la amplia Cuenca Cantábrica
se depositaron rocas fundamentalmente calcáreas biogénicas marinas (Paleoceno-Eoceno Medio.
Algo posteriores, en el área centro-oriental se individualizaron numerosas cuencas endorreicas
(“piggyback basin” de Alonso et al., 1995) de superficies reducidas (inferiores a 20 km2) en las
que se depositan registros sedimentarios continentales (Eoceno Medio-Superior a Oligoceno?) de
espesores menores de 200 m, constituidos por abanicos aluviales (debris flow en mayor
proporción y de aguas claras), que pasan a lacustres evaporíticos hacia los centros de cuenca
(depósitos sinorogénicos). Por su parte, el gran cabalgamiento profundo no llega a la superficie
en el borde meridional de la cordillera Cantábrica, pero funcionó como límite de la cordillera en
levantamiento para inducir el relleno sinsedimentario del borde septentrional de la Cuenca del
Duero, como cuenca de antepaís.
Los tiempos miocenos se inauguran con una tectónica simple representada por una elevación
cortical relativamente acelerada, tasas de 0,97 mm/año (Flor y Peón, en prensa), que solamente se
interrumpe con estacionamientos más o menos prolongados durante los cuales se labran sistemas
de sierras y sus correspondientes superficies de erosión continental, ubicadas en sus frentes
septentrionales, en condiciones áridas y/o subáridas. Actualmente se distribuyen como
aplanamientos situados en alturas diferentes con una repartición muy irregular, las más antiguas
más elevadas y pasando desde posiciones meridionales a septentrionales; están mejor
conservadas en la Asturias occidental donde el sustrato es predominantemente siliciclástico. Se
han calculado y definido hasta 6 niveles en función de la altura del límite entre el pie de sierra y
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
el inicio de la superficie, dadas las excelentes condiciones de afloramiento, de las cuales las dos
primeras serían finipaleógenas: (P) 1.450 m, (Q) 1.250 m, (A) 750 m, (B) 550 m, (C) 450 y (D)
350 m. Solamente se detecta un evento distensivo en el Mioceno de gran magnitud que eleva el
bloque del actual monte Naranco (Oviedo) con un juego vertical de falla de más de 800 m (Pello,
com. pers.), anterior, al menos, a la elaboración de la superficie de 750 m. No se descartan otras
etapas, como las muy bien documentadas por Cunha (1992) en el centro de Portugal, pero la
escasez de sedimentos terciarios impiden, por el momento, su correlación. Tales superficies se
presentan más generalmente con el sustrato rocoso aflorante lo que les confiere el carácter
erosivo.
Si bien los estudios todavía son escasos, todo apunta a que el modelo sedimentario en esta etapa y
posteriores responde a depósitos muy localizados de abanicos aluviales de aguas claras, muy
localizados en el tiempo y en el espacio, que recubren las superficies de erosión previas,
probablemente coetáneos con la superficie sobre las que se apoyan. Los mayores espesores
sedimentarios, de hasta 100 m, se formaron como abanicos aluviales individuales, raramente
coalescentes, en el área occidental de Asturias ligados genéticamente a una gran cuenca
hidrográfica (cabecera del Narcea) favorable para las mayores descargas de lluvia por los
entonces vientos alisios. Las prospecciones realizadas sobre al plataforma continental asturiana
han revelado la existencia de rocas terciarias marinas (carbonatada y detríticas, algunas con
abundante glauconita, del Mioceno y Plioceno, a partir del Luteciense Superior (Boillot et al.,
1970), en que se produce una transgresión importante; se inician procesos de compartimentación
con hundimientos en el margen continental y se construye el conjunto del borde de la plataformatalud continentales por procesos de sedimentación intensiva con progradación a gran escala.
Es posible una correlación de estas superficies con las definidas por Pérez Alberti (1993) y Pagés
Valcarlos (2000) en Galicia, así como las descritas en el centro de Portugal por Araújo (1991),
estas últimas mejor precisadas en cuanto a la caracterización sedimentológica y a su asignación
temporal, a pesar de las desnivelaciones neotectónicas complejas.
El ámbito de las rasas costeras queda, generalmente, marcado por la presencia de una sierra
litoral a cuyo pie se extienden hasta 9 niveles, desde el área central de Asturias hasta Cantabria y,
probablemente, el País Vasco; se han reunido en tres conjuntos en función de la disminución de
las diferencias altimétricas (Flor, 2000): 1) conjunto superior: I (285 m), II (230 m) y (III) 185 m;
2) conjunto intermedio: (IV) 115 m, (V) 80 m y (VI) 65 m; y conjunto inferior: (VII) 35 m,
(VIII) 20 m y (IX) 2-7 m; parece existir una deformación neotectónica por un basculamiento con
una pérdida de alturas (40 m de desnivel máximo) desde la desembocadura del Nalón hacia el
oriente de Galicia. El menor número de rasas en el occidente asturiano y Galicia y su ámbito
altimétrico, desde la cota de 60 m (Flor, 1983) hasta un poco por encima del nivel del mar actual,
permite deducir un comportamiento uniforme de este conjunto cortical sometido a una menor
elevación.
Las tasas de levantamiento son más modestas, 0,026 mm/año, pero con un mayor número de
paradas. Aun cuando en la mayor parte de los casos aflora el sustrato rocoso, puede contener
depósitos sumamente variados que hace difícil asegurar su origen exclusivamente marino; los
conjuntos superior e intermedio contienen sedimentos de ladera, abanicos aluviales y terrazas
fluviales, éstos en las proximidades de desembocaduras de grandes ríos, el conjunto inferior
contiene depósitos de playas (tanto de arenas como de cantos y mixtos), dunares y de ladera, en
algunos casos correspondientes a eventos eustáticos. Depósitos de origen periglaciar y eolización,
así como materiales prehistóricos son frecuentes a lo largo de la costa (Mary, 1983; Rodríguez
Asensio y Flor, 1983).
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Tanto las superficies de erosión continental como las rasas constituyen unidades del relieve con
predominio de los procesos erosivos, derivados de una elevación cortical relativamente
importante sobre las que las posibilidades de sedimentación son precarias; lo mismo ocurre sobre
la plataforma continental cantábrica, una plataforma desnutrida donde el sustrato rocoso
constituye el tipo de fondo más ampliamente representado. Los recubrimientos sedimentarios, de
forma muy localizada, se disponen sobre aquéllas sin que exista un registro estratigráfico del tipo
de un relleno de cuenca sinorogénico, sino más bien un aterrazamiento al estilo del encajamiento
de las redes fluviales en el que los depósitos situados a cotas más elevadas corresponden a los de
edad más antigua.
Bibliografía
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
DINÁMICA GEOMORFOLÓGICA Y EVOLUCIÓN SEDIMENTARIA DEL SUDESTE
DE GALICIA (ESPAÑA) DURANTE EL TERCIARIO
Augusto Pérez Alberti
Universidade de Santiago
El relieve del sudeste se caracteriza por la presencia de un conjunto montañoso, el
Macizo de Manzaneda, rodeado por una serie de depresiones tectónicas, como las de Monterrei,
A Limia o Maceda y por valles profundamente encajados como los de los ríos Navea, Sil o
Bibei.
El Macizo de Manzaneda se encuentra lomitado por el valle del Sil, por el norte y po
los de los ríos Bibei y Conso, por el este; la depresión de Maceda lo flanquea por el oeste y las
de Monterrei y A Limia, por el sur. El valle del río Camba lo rodea por el sudeste. Esta
limitación nítida le confiere un aspecto masivo y redondeado, fruto de un conjunto de sierras
que se agrupan sin una orientación definida. Se trata de las del Burgo, en su sector noroeste; la
de San Mamede, en el sudoeste; el Fíal das Corzas y los Montes do Invernadeiro, en el sur y la
Serra de Queixa en la zona central. La división entre las diferentes unidades la marcan valles
profundamente encajados, en ocasiones desde su cabecera, como es el caso del Navea o del
Cerveira. Así el primero de los citados separa la Serra de Queixa de las de San Mamede y O
Burgo; el alto Mao divide a su vez a estas dos. La cabecera del Navea, formada por el río
Edreira, separa la sierra de San Mamede del Fial das Corzas que, a su vez, está separada de los
Montes do Invernadeiro por el río Ribeira Pequena. El Cerveira, que después recibirá el nombre
de Conso, separa a aquellos de la Serra de Queixa en la que se encuentra la máxima cota del
sector, el Cabeza Grande de Manzaneda, con 1.778 m .
Entre la orla de depresiones tectónicas detaca, por la abundancia de depósitos, la de
Maceda. Presenta un aspecto alargado que se extiende en dirección NNW-SSE. Su relieve se
caracteriza por tener un fondo plano en el que apenas se ha encajado la red fluvial, compuesta
por pequeños ríos y arroyos entre los que destacan el Niñodaguia, Tioira o Río do Castelo, todos
ellos pertenecientes a la cabecera del Río Arnoia, y unas laderas diferenciadas entre el este y el
oeste siendo los rasgos norte y sur semejantes. Topográficamente en su fondo se distinguen
varios escalones aplanados entre los 600 y los 540 m de altitud. La depresión se halla limitada
nítidamente por el este por el escarpe que forma la denominada "falla del Rodicio", un murallón
que se eleva hasta los 1000 metros; por el sudeste el límite se lo marca el valle del Río Arnoia
que se encaja progresivamente en el Macizo de Manzaneda. Por el oeste está flanqueada por
laderas con muy poca pendiente que ascienden suavemente desde su fondo hasta los 700 m,
altitud que alcanza el bloque erguido que separa a la depresión de Maceda de la de A Derrasa-San
Cibrao de Viñas. Por el norte se encaja progresivamente hacia Xunqueira de Espadañedo por
medio del valle del Río Niñodaguia y por el sur por el del Arnoia.
Un relieve marcado por los contrastes horizontalidad/verticalidad
Topográficamente, el rasgo esencial de Galicia en general y del sudeste en particular es
el encadenamiento de áreas perfectamente planas a diferente altitud que aparecen cortadas
perpendicularmente por valles profundamente encajados. En el noroeste de la Península Ibérica
se distinguen, por lo menos, once niveles de superficies con rasgos claros de aplanamiento.
Centrándonos en la región estudiada se observa con nitidez la existencia de, por lo menos, cinco
niveles a 800, 900, 1000, 1500 y 1700 m . A ello debemos añadirle la existencia de las
depresiones de Maceda, emplazada a 580 metros; A Limia, a 600 y Monterrei, a 400 m . Un
estudio detallado permite comprobar como desde la depresión de Maceda, por ejemplo, se
asciende al nivel de los 800 m, por el oeste, y de los 1000, por el este. Desde A Limia subimos
a los niveles de 800 y 900 metros. Otro tanto sucede si ascendemos desde la Depresión de
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Monterrei. Dentro del Macizo de Manzaneda se encuentra un nivel a 1000 metros en su sector
occidental (el nivel de O Rodicio) y otro a 900 m. en el oriental (el nivel de Manzaneda). En
la Serra de Queixa existen dos niveles claros: uno a 1700 metros, que es el de cumbres, que se
estira entre el Cabeza Grande de Manzaneda y el Pico Seixo, pasando por los Sistis, y otro a
1500 metros, que aparece hacia el este.
Y si la horizontalidad es uno de los rasgos definidores del relieve del sudeste, otro es la
presencia de valles muy encajados con laderas de fuerte pendiente. Es el caso del Sil a lo largo
de su recorrido en Galicia, entre la depresión de Valdeorras en el este y Os Peares en el oeste;
del Bibei casi desde sus fuentes en el Macizo de Trevinca, o del Camba, Xares, Ribeira Grande,
Ribeira Pequena, Cerveira, Conso etc. La existencia de estos encajamientos es dificil de explicar
como resultado de los hipotéticos cambios que se hubieran producido en su nivel de base o en
su caudal y que hubieran acelerado su incisión. Las razones climáticas no bastan para explicar
la génesis de los encajamientos y hay que buscar otras distintas. Si los fenómenos de
sobreimposición no se pueden admitir, dado que ello supondría atravesar enormes cantidades de
materiales que no existen, debemos pensar en fenómenos de antecedencia lo que supone una
inadaptación de la red fluvial instalada con anterioridad a los bloques que corta. Ello implica
la persistencia de la disección al tiempo que se está produciendo el levantamiento de un bloque.
Aquel debe ser lento para que no provoque desviaciones fuertes en la red de drenaje y, por otra
parte, los cauces de agua deben poseer la suficiente potencia y caudal que les permitan "serrar"
el terreno. Si analizamos la región sudoriental, vemos que el Sil se encaja al sur de la depresión
de Lemos o que el Bibei rompe la superficie de aplanamiento de los 900 metros. Otro tanto
sucede con el Navea, el Xares, Camba o Miño. En este caso se encaja en la superficie de
Chantada.
Tenemos, pues, la imagen de unas teclas de piano encima de las que se incrusta la red
fluvial. Para nosotros su encajamiento indica un juego de bloques, en el que unos se levantaron
más y otros menos, unos antes y otros después, mientras que los hubo que bascularon
ligeramente. Todo ello motivaría que el Sil se encajase en la superficie de los 800 metros al
mismo tiempo que se hundía el bloque que daría lugar a la depresión de Lemos lo que explica que
el río no circule por ella. El Sil se encajaba progresivamente en el sector norte del bloque de
Manzaneda y, por el contrario, no lo hacía en aquellos sectores que se hundían, caso de El
Bierzo, Valdeorras o Quiroga. El juego de bloques de Lemos, Terra Cha, Sarria, Montes do Incio
etc. ha sido el motivo de que las aguas del antiguo Miño se encajasen en la superficie de
Chantada al quedar separada la Terra Cha del bloque de O Corgo. Los ríos Bibei, Xares, Navea,
Conso, etc. se irían encajando a medida que se levantaba el Macizo de Manzaneda.
Las formaciones sedimentarias: el ejemplo de Maceda
En Maceda hemos diferenciado cinco formaciones sedimentarias (Pérez Alberti, A.
1982) que presentan una facies distinta y que se encuentran, con una mayor o menor amplitud,
en el fondo de la depresión y, en menor medida, en sus bordes orientales. Las hemos
denominado, en función del lugar en el que hemos encontrado los cortes más representativos.
Son, de más antigua a más reciente, las formaciones Pias, Veigacha, Arnuide, Niñodaguia
y Baldrei.
La formación Pías la encontramos en el borde oriental de la depresión, sobre todo en
el entorno de la aldea de Pías, a una altitud de unos 700 m aproximadamente y en lugares muy
concretos situados más al norte y sur. En los cortes abiertos por las carreteras que unen Baldrei
con Arnuide y Pías con Maceda, frente a la aldea citada, en una ladera que asciende suavemente
hacia la Serra de San Mamede, se puede ver un buen ejemplo. Se trata de un depósito de unos
cuatro metros de potencia, con una coloración rojo intenso, compuesto por cantos
heterométricos de esquisto muy alterado, y de cuarzo y cuarcita angulosos, englobados dentro
de una matriz limo-arenosa. Los cantos forman bolsadas de tamaño variable que, por lo general,
no suelen superar el metro de diámetro. Una de las características más sobresalientes que se
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
observan en los diferentes cortes son las numerosas grietas que rompen vertical y
horizontalmente los depósitos y que se encuentran rellenas de arcillas con una coloración ocre.
Las grietas no suelen superar los 10-15 cm. de ancho.
La formación Veigacha aparece a lo largo y ancho de la cuenca. La potencia vista en
diversos lugares se sitúa entre los 10-15 metros, aunque hay que suponer una mayor
profundidad. En la aldea de Veigachá se encuentran los cortes más característicos, situados en
el sector centro-noroccidental de la depresión. En este lugar, emplazado a unos 500 metros de
altitud, existen varias canteras. Se trata de depósitos arcillo-arenosos con intercalaciones de
estratos ricos en materia orgánica. De muro a techo se observan estratos intercalados de arcillas
verdoso-grisáceas, arenas y arcillas muy ricas en materia orgánica, repitiéndose la serie varias
veces. Los estratos tienen, por lo general, unos 5 grados de buzamiento. Existe una buena
estratificación siendo perfectamente visibles la existencia de grietas de desecación,
posteriormente rellenas por arenas, y bioturbaciones. Ocasionalmente aparecen costras
ferruginosas que no llegan a cementar a los materiales, relacionadas, sin duda, con las
oscilaciones de la capa freática. En lugares muy concretos existen materiales de color burdeos
y amarillentas que contrastan con los grises verdosos del resto. Fosilizando a la formación
Veigachá hallamos materiales de la que hemos denominado formación Niñodaguia y que
analizaremos posteriormente. Su contacto es erosivo.
Más al sureste, en el sector oriental de la actual depresión, muy cerca del escarpe de
falla del Rodicio, en un lugar próximo a Paioso, nos encontramos con una cantera en la que los
cortes presentan características semejantes al corte oriental del Rodicio. Situado a unos 640 m
de altitud, su potencia vista es de unos 10 metros. Se observan arcillas masivas, muy ricas en
materia orgánica. No se ven huellas de transporte, ni grietas de desecación ni bioturbaciones.
Las líneas de diaclasación por cambios de volumen son frecuentes. Se observa, por otra parte,
hidroturbaciones. El depósito aparece fosilizado por materiales del abanico aluvial de Tiora que
comentaremos en su momento. Igual que en Veigachá entre ambos existen huellas claras de
erosión.
En el sudoeste, en la carretera que desde el Santuario de Os Milagros se dirige a Baños
de Molgas a unos 560-570 m de altitud, podemos analizar otro corte abierto en la formación
Veigachá, de unos 7 m de potencia, en el que los estratos de arena y arcillas se intercalan. La
coloración predominante es la grisácea-verdosa. Como en otros lugares, el depósito se halla
fosilizado por la Formación Niñodaguia que se encuentra prácticamente desmantelada.
Ligeramente más al norte, en el margen izquierdo de la carretera de Maceda a Os Milagros, a
unos 570 m de altitud la formación ofrece la alternancia de arenas y arcillas, con predominio
de las primeras. Se observan estratigraficaciones cruzadas y costras de hierro. Nos hallamos,
pues, en una área en la que, debido a la alternancia de distintos niveles de agua, se producirían
fenómenos de humedad/desecación adquiriendo el depósito, en algunos lugares, una coloración
violácea.
La formación Arnuide se emplaza en el sector sudeste de la depresión, muy cerca de
Os Milagros, o sea en las proximidades de los lugares que acabamos de citar, a una altitud que
varía entre los 560 y los 580 metros. Se trata de formación detrítica de unos 6 metros de
potencia vista. Está compuesta por gravas de cuarzo y cuarcita, angulosos, y de tamaño
heterométrico, destacando el tamaño grava aunque también se observan lentejones de arenas
y limos. Son frecuentes las estratificaciones cruzadas y, en ocasiones, se observan pequeños
paleocanales de materiales más rodados. Todo el conjunto ofrece una coloración blancogrisáceo, aunque, ocasionalmente, dominan las coloraciones ocres. Al analizar toda la
formación se observan dislocaciones anormales. En un corte cercano a Arnuide se puede ver
como los materiales de esta formación se superponen a los de la Formación Pías. Todos los
rasgos de los depósitos de la Formación Arnuide indican claramente un origen aluvial.
Geomorfológicamente hay que hablar de un abanico aluvial que se acuñaría hacia el sudoeste de
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
la cuenca. Es posible ver costras de hierro cementando a los cantos.
La Formación Niñodaguia fosiliza en muchos lugares a la Formación Veigachá. Su
extensión es, pues, considerable. Actualmente se pueden observar amplias áreas en las que esta
formación todavía está presente. Son, entre otras, la que se encuentra situada al Este del río
Niñodaguia, entre su cauce y el del Covelo, el sector Baldrei-Tioira, al Sur del Río Tioira, en
el Monte Medo, en donde se asienta el Santuario de Os Milagros y más hacia el sudoeste, en los
cerros conocidos como Corno y A Chaira. Su altitud varía de un sector a otro. En el primero
de los comentados se sitúa a 570 m, en el segundo a 570 m, en Os Milagros y Chaira a 590 m,
lo mismo que en el sector de Pías, en el sector sudeste.
Por ejemplo, en Veigachá, en el mismo lugar que hemos citado al hablar de la formación
de este nombre, a una altitud de 570 m se encuentran cortes muy representativos. Se trata de
depósitos cuya potencia varía de un lugar a otro, aunque no suele superar los dos metros. Se
compone de cantos heterométricos de cuarzo y cuarcita con tamaños que pueden llegar a los
40 cm . Normalmente no suelen superar los 15-20 cm . Los cantos están ligeramente
redondeados y se encuentran englobados en una matriz limosa. Algunos se hallan penetrados por
hierro. El exterior aparece lixiviado mientras en el interior se puede ver una aureola de color
rojizo. Excepcionalmente se encuentra algún canto de granito muy alterado. Todo el conjunto
ofrece coloraciones ocre-rojizas. El contacto entre la Formación Veigachá y la Niñodaguia es
erosivo, como ya se hemos comentado. El análisis granulométrico muestra la existencia de un
material tremendamente heterométrico. Se puede interpretar como aguas fangosas que habrían
retomado los cantos de cuarzo y cuarcita y denudado localmente el substrato, arrancando
fragmentos de granito que se habrían alterado posteriormente.
Más hacia el nordeste, cerca de Baldrei, a medio camino entre Baldrei y A Costa, por
la carretera que desde aquella localidad llega a Arnuide, se puede acceder por sendas a calicatas
en las que se puede ver la Formación Niñodaguia. Se sitúa en este caso a la misma altitud de
Veigachá: 570 m . Su potencia vista es de nuevo del orden de los 2 m . También muy cerca de
la aldea de Pías se halla otro buen corte, de los muchos que es posible analizar a lo largo y ancho
de la depresión. Se accede a él por la pista forestal que va desde Pías a Os Milagros y se halla a
600 m de altitud.
La formación Baldrei es la más discontínua que las anteriores. Se localiza en diferentes
lugares del sector oriental de la depresión de Maceda y, sobre todo en el área de Casetas de
Rodicio. El primer corte que localizamos se encuentra cerca de la aldea de Baldrei, de ahí el
nombre. Se trata de un depósito de unos dos metros de potencia vista, discontínuo en el
espacio, que se ubica en la margen occidental de la depresión, cerca del escarpe del Rodicio, en
un lugar en el que la pendiente se suaviza. Está compuesto por cantos angulosos de cuarzo y
cuarcita y de esquisto poco alterado embutidos en una matriz limosa. En otros momentos estos
materiales se han explotado por su riqueza en estaño. Uno de los cortes más representativos de
la formación aparece en el lugar de Casetas do Rodicio a 960 m, encima de una ladera
suavemente inclinada hacia el norte-nordeste, enmarcada dentro del nivel aplanado de los 1000
metros. El depósito está compuesto por cantos de cuarzo y cuarcita angulosos, con algunos de
esquisto poco alterado, dentro de una matriz limosa. Los cantos no suelen adquirir gran tamaño,
predominando los de 10-15 cm . La potencia visible supera los 2 m y los materiales presentan
unas coloraciones ocre-rojizas. El área fuente parece ser el sur.
La dinámica geomórfica
Como hipótesis pensamos que la cuenca comenzaría a abrirse a partir del Eoceno. Para
ello el bloque occidental bascularía hacia el este mientras que el oriental se iría levantando
siguiendo la red de fallas de O Rodicio, O Castelo y Baños de Molgas. Comenzaría así a formarse
una clara cuenca intramontañosa asociadas a las de A Limia, Monterrei y, lo que es de resaltar,
Montederramo. Junto con la apertura de la depresión hay que resaltar la existencia de un clima
4
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
con un predominio claro de la edafogénesis. Del análisis de las facies sedimentarias y de los
estudios realizados por otros autores como Nonn (1966, 1969) o Herail (1981, 1982), con los
que hay evidentes coincidencias sedimentológicas, deducimos que el clima era tropical, cálido
y con abundante humedad. Ello, unido a la desmembración de la red fluvial que se había a causa
de los movimentos tectónicos, habría propiciado la formación de una zona lacustre. En ella se
depositarían, en primer lugar, los materiales de la formación Pías. La subsidencia continuaría,
aumentando el área lacustre, lo que propiciaría la deposición de la formación Veigachá durante
una etapa que se situaría entre la apertura de la cuenca y el inicio del levantamiento del Rodicio,
posiblemente, a lo largo del Mioceno inferior. Afirmarlo sin poder contar con dataciones
precisas es tremendamente arriesgado. El fondo de la cuenca de sedimentación se encontraría
situada en el sector occidental de la actual depresión. En aquella zona se irían depositando de
manera más contínua, arcillas ricas en materia orgánica. Hacia los bordes la estratificación sería
más discontínua alternándose las arcillas, arenas y arcillas muy ricas en materia orgánica, lo que
indica que en ciertos momentos las aguas bajarían de nivel y con ello se producirían
bioturbaciones, grietas de desecación, etc.. No habría una área fuente precisa; más bien los
materiales vendrían de todo el entorno que debía caracterizarse, teniendo en cuenta el tipo de
arcillas, por un relieve suavemente ondulado, poco contrastado, lo que permitiría una alteración
intensa de las vertientes, o sea un predominio de la edafogénesis. La mayor concentración de
agua que descendía del sector en el que se encuentra en la actualidad la sierra de San Mamede,
favorecería la génesis de la formación Arnuide, que se interestratificaría con la formación
Veigachá al este de Os Milagros, en el región sudoriental de la cuenca. Después de ello el clima
debió volverse más seco lo que motivó la desaparición de la zona lacustre y la aparición de
procesos de disección que degradarían los depósitos acumulados; se iniciaría un predominio de
la morfogénesis. Ello explicaría la discordancia erosiva entre la formación Veigachá y la
Niñodaguia. Posteriormente las aguas comenzarían a fluir hacia el Sur. La existencia de una
mayor humedad y, posiblemente una mayor inestabilidad tectónica, favorecería la presencia de
condiciones de mayor agresividad en el transporte y la génesis de formación del glacis de
derrame de Niñodaguia. Los cantos penetrados por hierro y las costras ferruginosas, que se
encuentran en los materiales de esta formación, como en la de Arnuide e incluso en la parte
superior de la Veigachá, indican la existencia de unas condiciones climáticas que no se habrían
dado anteriormente. Pensamos que la formación Niñodaguia puede ser una etapa inicial de la
que, ya en el Plioceno, dará lugar, en un ambiente climático más seco, con aguas más episódicas
y torrenciales, asociadas a un momento de inestabilidad tectónica que originarán toda una
amplia serie de abanicos entre los que se encuentran los depósitos de Las Médulas y Caldesiños.
Podemos situarla en una etapa Mio-Pliocénica.
En estos momentos serían levantados los sedimentos de Pías, Arnuide, Veigachá y
Niñodaguia cuando se revitalizaron las fracturas de la cuenca de Maceda: O Rodicio, A Costa y
Baños de Molgas entre otras. Hay que decir que la neotectónica ha durado, por lo menos, hasta
el inicio del Cuaternario. Con posterioridad, en el Cuaternario antiguo, se formarían glacis,
como los que darían lugar a los depósitos de la formación Baldrei o el de Sas de Penelas. En
aquellos momentos el clima debió caracterizarse por su sequedad. Posiblemente podamos hablar
de un subtropical seco (un cierto tipo de clima parecido al del Mediterráneo actual con lluvias
escasas y torrenciales). Las aguas lijarían las vertientes arrastrando los materiales de alteración
terciarios.
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Deel
6
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Génesis y evolución del relieve del borde occidental de la Cuenca del Duero
Ángel Martín-Serrano
Instituto Geológico y Minero de España
Rios Rosas, 23. 28003 Madrid
correo electrónico: [email protected]
El zócalo del borde occidental de la Cuenca del Duero se presenta inclinado
hacia la misma. Entre la Cordillera Cantábrica y el Sistema Central se hunde
progresivamente hasta sumergirse bajo los sedimentos de la cuenca castellana, dando
lugar a un contacto festoneado en su mitad septentrional y rectilíneo en la meridional.
En su extremo meridional se articula con el bloque montañoso del Sistema Central
mediante la fosa de Ciudad Rodrigo que no es sino un apéndice de la Cuenca del Duero
orientado NE-SO. Esta fosa presenta disposición asimétrica, con un escarpe de falla
neto, orientado y elevado en el borde meridional, y un contacto irregular suave y
arrasado en tránsito a la penillanura granítica salmantina en el septentrional. Dicha
penillanura se eleva tenuemente hacia el noroeste alcanzando los 900m en Alcañices,
cerca de la frontera.
Al norte del Duero la penillanura no es tan manifiesta, y el relieve, más
quebrado, contiene profundos golfos de sedimentos cenozoicos. Los valles y las
alineaciones montañosas constituidas por rocas cuarcíticas se orientan ONO-ESE, que
es el rumbo de la estructura hercínica. El conjunto en su totalidad se eleva hacia el
noroeste hasta que conecta con las cumbres de la Segundera o de los Montes de León,
que separan Galicia de la Meseta. El rasgo más destacable de estas alargadas sierras
cuarcíticas es el arrasamiento de sus cumbres, desde las zonas más elevadas hasta su
inmersión bajo los sedimentos de la Cuenca. Es por tanto un relieve catalogado de tipo
apalachiano que se encuentra medio fosilizado por depósitos cenozoicos. Se encuentra
en proceso de exhumación ya que el contacto zócalo-cuenca retrocede paulatinamente
hacia el este como consecuencia de la concurrencia fluvial en esa zona, pues es una
línea de drenaje preferente del NO de la Cuenca desde que ésta adquiere la condición
exorreica. Allí, los ríos tributarios del Esla y del Órbigo presentan una trama general
densa y arborescente con aportaciones de la Cordillera Cantábrica y de los montañas
leonesas. En la mitad meridional, la red fluvial incide fuertemente a la penillanura
zamorano-salmantina. Los ríos Esla, Duero, Tormes, Huebra y Águeda se ahondan en
ella y acaban concurriendo en los Arribes, la expresión geográfica de la propagación
erosiva atlántica.
El borde occidental de la Cuenca del Duero deja aflorar un registro sedimentario
cenozoico bastante completo que alcanza incluso al Mesozoico. Ese registro más
antiguo aparece de forma discontinua y fosilizando un manto de alteración caolinítico
que afecta al basamento, cerca de las ciudades de Zamora y Salamanca; son depósitos
de tipo siderolítico y carácter fluvial. El Paleógeno que aflora al sur del río Duero está
constituido por materiales preferentemente arcósicos formados en ambiente fluviolacustre ricos en fauna del Eoceno medio y superior y Oligoceno. El Neógeno está
representado por dos unidades: series rojas y series ocres. Las primeras son
especialmente llamativas en los alrededores de Salamanca y al norte de Zamora; en
ambos casos constituyen un material polimíctico de poca madurez litológica y
sedimentológica y sujeto a fuertes y esporádicos encostramientos carbonatados.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Las series ocres que son exclusivas en la mitad septentrional, son la unidad
marginal del último episodio sedimentario de la cuenca; Son sedimentos terrígenos
relativamente finos y maduros, litológica y sedimentológicamente, correspondientes a
ambientes fluviales bien desarrollados. La sedimentación más moderna y superpuesta al
resto en forma de terrazas fluviales, se considera en gran parte atribuible al Cuaternario.
La penillanura meridional auque conserva un perfil nítido se desarrolla sobre un
berrocal granítico desprovisto de alteritas y registro sedimentario que otorga pocas
posibilidades de estudio. Ocurre lo contrario sobre los metasedimentos la mitad
septentrional, donde aparece un relieve apalachiano complejo y lleno de alteritas y
sedimentos. Allí se han definido los elementos geomorfológicos principales del relieve,
además de distintos tipos de alteritas relacionadas con ellos. Por orden de antigüedad,
son: nivel de cumbres, superficie grabada (definida por el nivel general de la
topografía), rellanos antiguos con insebergs asociados, aplanamiento finineógeno,
rañas, terrazas fluviales y encajamientos. Mediante las interrelaciones entre estos
elementos, las formaciones sedimentarias que los sepultan, y la secuencia de alteritas
que los ligan entre sí, se puede explicar la génesis de este relieve.
En conjunto, el paisaje del zócalo se organiza en tres niveles principales que
además son los que señalan los tres episodios fundamentales de su evolución
morfológica: superficie inicial, definida por la línea de cumbres; superficie
fundamental de la Meseta, representada por un nivel topográfico general algo
complejo; y encajamiento fluvial. Los dos primeros niveles en que se organiza el
relieve llevan implícitas las etapas fundamentales de su morfogénesis: una etapa inicial
o de preparación y otra de génesis y elaboración del relieve diferencial. La última
significa la destrucción de este modelado.
El origen del modelado diferencial se basa en la cuádruple relación entre la línea
de cumbres, el nivel general de la topografía, y las alteritas caolíníticas y sus depósitos
correlativos constituidos por el siderolítico basal, mediante la que se establece la
pertenencia de todos ellos a un mismo paisaje previo, fechado en el Mesozoico. El
cambio de las condiciones climáticas o tectónicas de partida es lo que origina después la
erosión del manto de alteración que así se acumula en la cuenca dando lugar al
siderolítico. Esto implica la aparición de los primeros contrastes orográficos y también
el afloramiento de la base del perfil de alteración (superficie grabada) que no es sino el
primitivo estadio del nivel general de la topografía actual. Se ha definido un paisaje
apalachiano y al mismo tiempo unas directrices orográficas que van a ser funcionales
durante el resto del Cenozoico. El modelado de la superficie grabada exhumada que se
establece a partir de ese momento es complejo y sujeto a múltiples fluctuaciones
condicionadas por: los movimientos diferenciales del zócalo, una cubeta endorreica con
nivel de base variable y las interacciones de un clima cambiante. El final de este
modelado es simultáneo al último relleno sedimentario con que concluye también la
construcción de los piedemontes más recientes y su correlativo paisaje, un modelado
actualmente bien conservado que se adentra en las montañas a través de los valles
apalachianos. Este es en concreto, el final de la elaboración de la superficie fundamental
de esa región.
La destrucción de ese elaborado y recurrente modelado, arranca en la Raña. A
partir de ella se origina la incisión y jerarquización de la red fluvial motivada por la
propagación de la erosión remontante de los ríos atlánticos que se ha canalizado a través
del Duero. Esa captura progresiva afecta inicialmente a la región meridional mientras
que simultáneamente, en la septentrional, aún se elabora el último episodio de la
penillanura fundamental de la Meseta.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Bibliografía
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
DOS ASPECTOS GERAIS A ALGUMAS PARTICULARIDADES DA GEOMORFOLOGIA DO
NORDESTE TRANSMONTANO E DO ALTO DOURO
Diamantino Manuel Insua Pereira
Departamento de Ciências da Terra, Universidade do Minho
[email protected]
1. AS PRINCIPAIS ETAPAS DE EVOLUÇÃO MORFOLÓGICA DE TRÁS-OS-MONTES
Os traços gerais, morfológicos e sedimentares, da região de Trás-os-Montes (NE de Portugal)
indicam que após a consolidação do Maciço Ibérico, esta foi uma área sujeita essencialmente a processos
erosivos. É possível reconhecer que a evacuação dos sedimentos resultantes da erosão fez-se, em especial
no Terciário, em grande parte para leste. Nas etapas finais do Terciário foram criadas condições para o
preenchimento de depressões intramontanhosas e dos vales fluviais incisos neste sector proximal. A
actividade tectónica manifestou-se fundamentalmente no contexto de três acidentes principais. Os registos
sedimentares correlativos de importantes fases de modelação da paisagem regional foram assim
conservados em bacias de desligamento e em blocos abatidos no contexto dessas bacias. Por outro lado, a
relativa estabilidade tectónica do sector do Planalto Mirandês, tem contribuído também para a
preservação de um estreito, mas importante, registo sedimentar que preenche os paleovales fluviais
terciários.
Durante um breve espaço temporal, que se deve situar próximo do limite Terciário-Quaternário, as
condições climáticas e morfotectónicas deixaram de favorecer o estilo fluvial anterior. Originaram-se
então corpos do tipo leque aluvial, dispostos quer a partir de relevos residuais quer no contexto das
depressões tectónicas.
Admite-se que, com os primeiros episódios de arrefecimento (o primeiro com relevância global
está registado a 2.5 Ma), se terá observado uma intensa erosão remontante, a partir de uma drenagem mais
limitada à franja atlântica. Com as sucessão de crises climáticas, em particular aquela que marca o início
formal do Quaternário há 1.81 Ma., ter-se-á chegado à captura progressiva, pelo Douro, dos sectores mais
interiores do norte de Portugal e posteriormente do sector correspondente à Bacia Terciária do Douro, no
interior da Península. Apesar de, em Portugal, o registo sedimentar quaternário ser limitado e de nenhuma
prova objectiva poder ser invocada, a morfologia do vale do Douro e a cronologia relativa dos depósitos
da região do Porto, de Trás-os-Montes e da Bacia Terciária do Douro (Espanha) apontam neste sentido.
O acentuado poder erosivo do Douro e dos seus afluentes em combinação com a características
geológicas e tectónicas, gerou uma paisagem com valor patrimonial reconhecida, mas também de difícil
transposição. Nesta paisagem destacam-se as vertentes íngremes de alguns troços fluviais - as Arribas do
Douro, talhadas em rochas graníticas. O vale torna-se mais aberto durante o percurso ao longo do Grupo
do Douro, unidade geológica constituída essencialmente por xistos e metagrauvaques. A irregularidade do
perfil longitudinal e a existência de zonas de rápidos, característicos antes da regularização imposta pelas
barragens, deve-se às sucessivas variações litológicas no leito do rio. O caso mais conhecido é o do
Cachão da Valeira, um estrangulamento numa breve transposição da bordadura de um maciço granítico.
A necessidade de navegar o Douro implicou, nos fins do século XVIII, a abertura de caminho através do
Cachão da Valeira, uma queda de água com cerca de 10 metros de altura. Após a realização de trabalhos
durante 12 anos e da importante acção da dinamite, fez-se a abertura à navegação. Contudo, o Cachão não
ficou totalmente amansado e a zona de rápidos foi impondo perdas humanas e materiais, essencialmente
ligadas ao transporte do vinho do Porto. O Barão de Forrester, após importante ligação a esta região, com
destaque para a actividade relacionada com o vinho do Porto e para os trabalhos de cartografia do vale do
Douro, foi a mais conhecida vítima de entre os que se aventuraram na passagem deste obstáculo.
2. AS PRINCIPAIS UNIDADES GEOMORFOLÓGICAS RESULTANTES DA EVOLUÇÃO REGIONAL
Os traços mais evidentes da morfologia de Trás-os-Montes podem ser diferenciados à escala das
fotografias de satélite. A essa escala distinguem-se os Maciços de Bragança e Morais, os acidentes
1
tectónicos de Bragança-Vilariça-Manteigas e de Verin-Penacova, os volumes montanhosos, as superfícies
aplanadas das quais se destacam os volumes montanhosos e os vales fluvial. À escala de observação da
paisagem, os traços que se salientam no terreno podem diferenciar-se e expressar-se a partir da escala
1/200000 e até à 1/25000. A essa escala, e na ausência de evidências geológicas, os maciços de Morais e
Bragança perdem uma parte significativa da sua expressão morfológica. As restantes unidades
evidenciam, numa análise dentro das escalas indicadas, diferenças que se associam à sua origem.
- OS GRANDES VOLUMES MONTANHOSOS
Os grandes volumes montanhosos como a Serra de Montesinho a leste e as Serra do Gerês e do
Marão mais a ocidente, tem os seus cumes a altitudes superiores a 1400 metros. Estes relevos são, em
geral, referidos como relevos antigos, na medida em que a sua constituição geológica e os traços da
tectónica pré-alpina favoreceram a sua saliência. Contudo, a Serra de Montesinho pode ser observada no
prolongamento da Serra da Sanábria, e em relação com uma cadeia cujo levantamento está relacionado
com episódios mesocenozóicos.
- OS RELEVOS TECTÓNICOS DO TIPO POP-UP
As Serras da Nogueira e de Bornes com altitudes máximas de 1320 e 1200 metros, constituem
relevos tectónicos do tipo pop-up. O seu levantamento tem sido associado à actividade ao longo do
acidente tectónico Bragança-Vilariça-Manteigas, em relação ao qual têm uma orientação subparalela.
- OS RELEVOS RESIDUAIS
Os relevos residuais com topos correspondentes à designada Superfície Inicial, têm altitudes, em
geral, entre 900 e 1000 metros. Esta superfície é de mais fácil interpretação quando corresponde aos topos
das cristas quartzíticas emergentes da Superfície Fundamental. Contudo, admite-se que outras superfícies
um pouco mais elevadas, nomeadamente no sector da Serra da Coroa, possam também ser incluída nesta
unidade morfológica.
- A SUPERFÍCIE FUNDAMENTAL
A Superfície Fundamental de aplanamento, situa-se, em geral, entre os 600 e os 800 metros de
altitude. Tem maior expressão no Planalto Mirandês, com continuidade para sul do Douro. Os depósitos
sedimentares associados à evolução desta unidade têm sido referidos com idades desde o Eocénico até ao
Pliocénico e indicam a existência de níveis diferenciados.
- AS DEPRESSÕES TECTÓNICAS
As depressões tectónicas, com orientação N-S a NNE-SSW, correspondem quer a blocos
abatidos, estreitos e de fundo aplanado, quer a depressões de desligamento de expressão morfológica mais
reduzida. Referem-se, como exemplos de bacias com enchimento sedimentar significativo, a bacia de
Chaves, no contexto do acidente Verín-Penacova, a bacia de Mirandela, associada ao acidente de
Mirandela e o o graben de Baçal, no contexto do acidente tectónico Bragança-Vilariça-Manteigas. Nestas
depressões tectónicas registam-se quatro gerações de depósitos terciários, ou sequências limitadas por
descontinuidades (SLD), correspondentes a diferentes etapas tectono-sedimentares.
- OS VALES FLUVIAIS
Os vales fluviais do nordeste transmontano estão actualmente associados a uma drenagem
atlântica. A beleza dos vales fluviais encaixados constitui um dos elementos paisagísticos mais marcados
da região. Para além do rio Douro, afluentes maiores como o rio Sabor, ou menores como a Ribeira do
Mosteiro (Freixo de Espada à Cinta), contribuem também com aspectos de grande beleza e diversidade de
formas em função do controlo litológico e tectónico. No Alto Douro é escasso o registo sedimentar
quaternário. Na forma de terraços plistocénicos, destacam-se as acumulações do Pocinho e da Barca
d’Alva, associadas a apertadas curvaturas do rio. No Pocinho, esta curvatura deve-se ao controlo exercido
pelo acidente Bragança-Vilariça-Manteigas. Os registos sedimentares mais recentes observados nas
2
margens correspondem a depósitos aluvionares de inundação e têm maior expressão no Pocinho e em Peso
da Régua, onde estudos recentes permitiram efectuar a cronologia dos depósitos e estimar as taxas médias
de acumulação.
Este trabalho desenvolve-se no âmbito dos projectos PNAT/1999/CTE/15008, financiado pela
Fundação para a Ciência e Tecnologia (FCT) e pelo Instituto da Conservação da Natureza (ICN) e
POCTI/CTA/38659/2001 financiado pela Fundação para a Ciência e Tecnologia (FCT). Foi realizado no
Centro de Ciências do Ambiente/Ciências da Terra da Universidade do Minho (Unidade de Investigação
inserida no Programa de Financiamento Plurianual da FCT, inscrito no programa Operacional Ciência,
Tecnologia e Inovação do Quadro Comunitário de Apoio III).
3
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
A SEDIMENTAÇÃO FLUVIAL CENOZÓICA NA REGIÃO DO MINHO (PORTUGAL)
M. Isabel Caetano Alves
Departamento de Ciências da Terra, Universidade do Minho, 4710-057 Braga, Portugal.
E-mail: [email protected]
A região do Minho, no NW de Portugal, faz parte da Zona Centro Ibérica do Maciço
Hespérico e é predominantemente constituída por granitóides hercínicos intruídos em
metassedimentos paleozóicos. Sobre estas litologias assentam, na área emersa, as formações
cenozóicas continentais, geradas na dependência de sistemas fluviais exorreicos, e as
formações cenozóicas de ambientes litorais, estas representadas por depósitos de terraços
marinhos e depósitos eólicos. No modelado minhoto destaca-se: o relevo, que se acentua em
altitude para as montanhas interiores (serras de Peneda, Amarela, Gerês e Cabreira); as
superfícies de aplanamento, poligénicas (terciárias?); os vales, largos e evoluídos, dos três
rios principais (Minho, Lima e Cávado), orientados ENE - WSW, intersectando a estrutura
geológica regional de orientação varisca (NW - SE a NNW - SSE).
No Minho a sedimentação cenozóica fossiliza paleovales, escavados irregularmente no
substrato granítico e metassedimentar. Estes paleovales representam redes de drenagem já
organizadas, precursoras das actuais. São testemunhos principais desta evolução: os depósitos
sedimentares existentes nas bacias dos rios Minho, Lima e Cávado, e os depósitos de
Alvarães, situados entre o rio Lima e o rio Neiva.
O enchimento cenozóico mais antigo é constituído por materiais depositados em
ambientes fluviais a flúvio-lacustres, provenientes do desmantelamento de rochas sujeitas a
intensa meteorização química. O cortejo mineralógico destes sedimentos é muito
simplificado, com predomínio de clastos siliciosos e minerais resistentes à meteorização
química, associados à caulinite, presente como mineral de argila dominante na matriz. Com
base na composição sedimentar, conteúdo paleontológico e posição geomorfológica, esta
etapa é atribuível a episódios deposicionais situados entre o Placenciano e o Plistocénico
inferior. O alargamento dos vales fluviais e respectivo aluvionamento, que decorreu neste
intervalo de tempo, correlaciona-se com os terraços marinhos existentes na foz dos rios
minhotos, tendo ocorrido, portanto, em ligação com um alto nível marinho.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
No conjunto das bacias minhotas reconheceram-se quatro ciclos quaternários de
gliptogénese/sedimentogénese. A distinção entre a colmatação mais antiga e o primeiro
embutimento/aluvionamento quaternário, não é fácil, devido à semelhança entre os
sedimentos destas duas etapas. Tendo como base as informações paleontológicas e
geomorfológicas relativas à bacia do rio Minho, o primeiro episódio de gliptogénese
quaternária reflecte o efeito erosivo provocado pelo arrefecimento climático que se encontra
registado na Europa, seguramente antes do Plistocénico médio. Até à actualidade, sucederamse mais três ciclos principais de gliptogénese/sedimentogénese, cada um deles
correspondendo a um novo talvegue traçado no soco e respectivo aluvionamento. O encaixe
dos vales minhotos no último ciclo de gliptogénese/sedimentogénese foi provocado pelo
arrefecimento climático que levou ás glaciações nas serras da Peneda e Gerês. A composição
aluvionar dos vales indica condições climáticas menos propícias à meteorização química.
Destaca-se a grande quantidade de clastos de rochas e minerais quimicamente menos
resistentes, assim como maior teor em ilite e em interestratificados em detrimento da
caulinite.
Questiona-se frequentemente o papel da tectónica sobre a evolução fluvial cenozóica e
conservação dos sedimentos eventualmente em bacias tectónicas, à semelhança do que se
observa em regiões adjacentes. Regista-se no vale do rio Minho, em Valença, a única situação
clara de falha, inversa, entre o soco e o depósito de terraço fluvial. Embora o traçado dos rios
Lima e Cávado possa sugerir uma adaptação a fracturas, não se observam evidências destas.
Reconhece-se, contudo, que o actual padrão da drenagem minhota é muito regular e
nitidamente influenciado pela fracturação (ENE – WSW; NNW – SSE a N – S; NE – SW a
NNE – SSW; NW – SE), mas trata-se maioritariamente de uma adaptação a fracturas préexistentes. O substrato alterado, em condições climáticas anteriormente mais favoraveis, foi
sendo esvaziado durante o Quaternário, pelo encaixe sucessivo dos vales. Esta erosão
diferencial conduziu ao acomodamento dos cursos de água ao traçado das fracturas do soco.
Os dados disponíveis sugerem que na região Minho a sedimentação ficou preservada nas
áreas mais depressionárias dos paleovales e não em depressões tectónicas. A proximidade do
Atlântico teve um papel importante na evolução fini-cenozóica desta região, pelo controlo
eustático, de natureza climática e tectónica, este último devido principalmente aos
deslocamentos epirogénicos de sentido e amplitude variados sofridos desde o Miocénico.
Este trabalho desenvolve-se no Centro de Ciências do Ambiente/Ciências da Terra da Universidade do Minho (Unidade de
Investigação inserida no Programa de Financiamento Plurianual da FCT, inscrito no programa Operacional Ciência,
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Tecnologia e Inovação do Quadro Comunitário de Apoio III) e no âmbito do projecto POCTI/CTA/38659/2001 "O Terciário
de Portugal centro-norte: análise de bacias, estratigrafia e recursos", aprovado pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia
(FCT) e pelo POCTI, comparticipado pelo fundo comunitário europeu FEDER.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
"O final do Cenozóico na plataforma litoral da região do Porto"
M. Assunção Araújo1
GEDES, Departamento de Geografia da Faculdade de Letras da UP, Via Panorâmica, s/n, 4150-564
Porto, Portugal; tel./fax. (351) 22 6077194; e-mail: [email protected]
Palavras chave: Plataforma litoral, Relevo Marginal, leques aluviais, depósitos
marinhos, Quaternário, neotectónica.
1 - INTRODUÇÃO
O nosso objectivo é, sobretudo, caracterizar os depósitos e discutir as fases de
evolução do relevo que nos parece terem existido nesta área, para que os colegas que
estudam outras áreas do contexto peninsular possam compará-los com as suas áreas de
trabalho, de molde a caminharmos no sentido de correlações cada vez menos hipotéticas.
Um dos traços comuns a quase todo o litoral português é a existência de uma faixa
aplanada, designada como “plataforma litoral”, situada a altitudes variadas e limitada,
para o interior, por um rebordo rigidamente alinhado e contrastante com a referida área
aplanada. A plataforma litoral suporta, frequentemente, numerosos afloramentos de
depósitos genericamente classificados como plio-plistocénicos.
Os depósitos genericamente considerados “plio-plistocénicos” ocupam a área
aplanada situada a oeste do relevo marginal. Embora o grande número de afloramentos
cartografados nas cartas geológicas possa levar-nos a pensar que se trata de uma área
onde os depósitos estão bem conservados, o registo sedimentar na plataforma litoral da
região do Porto é geralmente pouco espesso e descontínuo. Uma das conclusões mais
interessantes que pudemos extrair das análises sedimentológicas realizadas nas amostras
de depósitos da plataforma litoral foi de que muitos destes depósitos são de origem
continental e não de origem marinha (=praias levantadas) como era geralmente aceite
nos primeiros trabalhos publicados sobre o assunto (Ribeiro et al., 1943, Teixeira &
Zbyszewski, 1952, Teixeira, 1979).
Assim, e numa primeira abordagem, os depósitos da área em apreço podem
organizar-se em dois grandes conjuntos:
•
•
A - Depósitos de fácies continental, que ocorrem acima dos 50m;
B – Depósitos marinhos, que se encontram abaixo dos 40m.
No mapa da figura 1 é possível apreciar o desenvolvimento topográfico da faixa
litoral situada nas proximidades da cidade do Porto. Os tons de cinza foram escolhidos
de molde a representar 3 grandes conjuntos:
1 – Área acima dos 130m (relevo marginal);
2 - Área situada entre 130 e 50m (onde ocorrem os depósitos de fácies fluvial);
3 - Área situada abaixo de 50m (onde ocorrem os depósitos de fácies marinho).
1
Trabalho no âmbito do projecto POCTI/CTA/38659/2001 "O Terciário de Portugal centro-norte: análise
de bacias, estratigrafia e recursos", aprovado pela Fundação para a Ciência e a Tecnologia e pelo POCTI,
comparticipado pelo fundo comunitário europeu FEDER.
1
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
A comparação das características essenciais dos vários afloramentos (altitude e
posição relativamente ao relevo marginal, calibragem, cor, alteração do substrato
rochoso, existência e importância das couraças ferruginosas) permitiu-nos separar os
depósitos de carácter continental em 2 grupos:
• 1 - As analogias existentes entre os depósitos mais altos da plataforma, que se
situam na imediata proximidade do relevo marginal, fizeram-nos admitir que eles
pertenciam a um conjunto formado numa primeira fase de evolução do relevo
(Fase I). Nessa fase, a deposição ocorreu num contexto de planície litoral e ter-seia processado através de cursos de água de baixa energia (dado o carácter fino ou
até micáceo que se encontra em alguns dos cortes de depósitos desta fase,
nomeadamente no desaparecido corte da Rasa). De um modo geral, dentro dos
depósitos da fase I, foi possível identificar diversas unidades que aparecem
associadas na maioria dos afloramentos. Porém, nem todos os afloramentos
apresentam a sequência completa, o que poderá significar que nem todas as
unidades se depositaram em todos os locais ou que algumas dessas unidades
foram destruídas pela erosão.
• 2 - A essa fase ter-se-iam seguido condições geomorfológicas muito contrastantes
com as anteriores, já que os depósitos denotam um carácter claramente torrencial
(Fase II). A prova de que se trata de episódios diferentes, possivelmente separados
por uma crise tectónica e climática está no facto de que os depósitos da fase II
contêm, em vários locais, blocos de arenito de cores claras atribuíveis à Fase I
(corte do Centro Comercial Arrábida Shopping).
A fig. 2 representa todas as manchas identificadas nas cartas geológicas (9-C, 13-A e
13-B) de escala 1:50.000. Embora a cartografia em questão seja discutível, sobretudo no
que diz respeito à atribuição “cronostratigráfica” dos depósitos, esta representação
cartográfica foi utilizada devido ao facto de ser a única que cobre, a uma escala razoável,
toda a área em apreço. A referida atribuição cronostratigráfica foi revista e fortemente
simplificada, de molde a que os diferentes depósitos fossem classificados segundo os 3
grandes conjuntos que definimos na nossa tese (isto é: depósitos fluviais da fase I e da
fase II e depósitos quaternários, essencialmente marinhos; Araújo, 1991).
2 - OS DEPÓSITOS DA FASE I
Na área estudada (Araújo, 1991) os depósitos mais altos aparecem genericamente
acima dos 100 metros de altitude, podendo atingir cerca de 130m. Estes depósitos foram
geralmente considerados Pliocénicos e identificados nas cartas geológicas como P’ e P’’.
O melhor local para observar a sequência das unidades da fase I era a Rasa de Baixo
(também designada como Telheira), uma antiga exploração de caulino, situada na base
do Relevo Marginal. Actualmente a exploração está desactivada e, devido à utilização da
imensa cratera resultante da exploração do caulino como vazadouro de entulhos vários, o
corte deixou de ser observável.
Os cortes de Canelas e do Carregal foram também parcialmente destruídos, ficando
como melhor representante deste tipo de depósitos, na área compreendida entre o rio
Douro e a latitude de Espinho, o corte de Aldeia Nova, a leste do Relevo Marginal.
A sequência para os depósitos da fase I, definida no corte da Rasa de Baixo,
apresentava, de baixo para cima:
1 - Base com blocos que por vezes atingiam cerca de 1m de diâmetro (I-A); estes
blocos podem ser de granito completamente apodrecido (Rasa de Cima) ou de quartzo
filoniano (Aldeia Nova de Avintes);
3
S. Mamede Infesta (102)
N
125m
P. Légua (108)
100m
Foz
MG.Costa (62)
0
Antas
5km
Depósitos marinhos da plataforma litoral
e fluviais do vale do Douro (Quaternário)
Boavista (84)
Pedrinha (81)
Depósitos continentais da Fase II
(transição Pliocénico-Pleistocénico)
Picão (50)
P. Arrábida (73)
Gandra
113
Lavadores (36)
Coimbrões (93)
Depósitos continentais da Fase I
(Pliocénico provável)
(81)
Rasa (124)
Relevo Marginal (acima dos 150m)
Monte da Virgem
(236)
Cabanões
(106)
Aldeia Nova
(128)
Canelas (126)
A-
Cotas representativas dos diversos afloramentos
Curvas de nível (equidistância=25m.
Visíveis só no relevo marginal)
D.
Esposade (136)
. C
Carregal (128)
Medas (162)
B.
Lever (130)
Sra da Saúde
(241)
(118)
Figura 2: Localização das principais manchas de depósitos ante würmianos e respectivo enquadramento geomorfológico (segundo as cartas geológicas
9-C, 13-A e 13-B, de escala 1: 50000). A-B-C-D: pontos da linha de corte correspondente ao perfil da fig. 3
2 - Camada rica em elementos micáceos, de cor cinza-esverdeada, aparentemente
resultante de uma situação de baixa energia (I-B);
3 - Unidade superior, um pouco mais grosseira (areão e calhaus pequenos) com
estratificação entrecruzada (I-C).
As áreas de topo do depósito apresentam, com alguma frequência, um forte
encouraçamento. Nos casos em que o depósito é pouco espesso, esse encouraçamento
pode atingir a respectiva base.
Parece-nos evidente que o processo de encouraçamento ocorreu depois da formação
das unidades inferiores do depósito, que apresentam uma cor branca característica,
contrastando com a cor avermelhada/acastanhada do topo.
Também na margem esquerda do Douro, agora a montante do Relevo Marginal, na
área de Aldeia Nova de Avintes, existe um depósito que se desenvolve numa faixa
paralela ao Douro.
Esta faixa, com cerca de 4km de comprimento, embora com algumas interrupções,
estende-se desde Cabanões, em Avintes (106m), até Arnelas (134m) e reaparece em
Lever, ainda na margem esquerda do Douro.
Os novos cortes entretanto abertos na área de Aldeia Nova confirmam a existência de
bastantes semelhanças relativamente aos depósitos da plataforma litoral, nomeadamente
a ocorrência de níveis micáceos esverdeados.
As principais diferenças dos depósitos de Aldeia Nova de Avintes relativamente aos
da plataforma litoral (Rasa e Carregal) prendem-se com um maior calibre dos blocos da
base, uma composição petrográfica diferente (quartzo e quartzitos versus granitos no
depósito da Rasa), um encouraçamento mais intenso e a existência de níveis finos cinzaesverdeados menos espessos. Estas diferenças podem explicar-se por um carácter mais
proximal do depósito de Aldeia Nova e pelo carácter xistento do respectivo bed-rock.
Com efeito, o maior conteúdo em ferro dos xistos do complexo xisto-grauváquico,
relativamente aos granitos alcalinos, bem como o carácter menos permeável dos
alteritos, podem ter contribuído para uma maior intensidade da acumulação de ferro e
para uma mais intensa formação de couraças.
Na margem direita do Douro encontra-se uma outra mancha, atribuível ao mesmo
momento, em Gandra (Gondomar). Este depósito apresenta, além de elementos muito
grosseiros, fenómenos de intenso encouraçamento, responsáveis pela existência de
arenitos e conglomerados ferruginosos, muito resistentes, que atingem uma espessura
superior a 1,5m.
A montante, na região de Medas, observam-se dois depósitos escalonados. O mais
alto (culmina a 162m) podia observar-se nas barreiras do campo de futebol de Medas.
Hoje, infelizmente, a primitiva barreira está praticamente destruída.
F. Rebelo (1975) estabelece uma correlação entre o depósito do campo de futebol de
Medas e o depósito de Aldeia Nova de Avintes. Essa opção justifica-se porque, apesar
do carácter proximal dos depósitos de Medas relativamente aos de Aldeia Nova ou da
Rasa, existem algumas semelhanças, nomeadamente no que respeita ao predomínio de
cores claras. Além disso, em ambos os casos, trata-se dos afloramentos situados a maior
altitude em cada um dos locais em questão. Ora, numa área que está a sofrer um
processo de soerguimento mais ou menos contínuo, como é o caso desta região (Rebelo,
1975, Cabral, 1995), os depósitos mais altos deverão ser, em princípio, aqueles que
estão a sofrer movimentação há mais tempo, isto é, os mais antigos. Naturalmente isso
só se verifica dentro de áreas próximas que pertençam ao mesmo “bloco” e que, por
isso, tenham sofrido uma taxa de movimentação idêntica. É evidente que a hipótese
torna-se tanto mais plausível quando existem semelhanças de fácies que corroboram as
indicações fornecidas pela posição relativa dos depósitos. É o caso dos depósitos de
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Aldeia Nova e da Rasa, que, sendo os depósitos culminantes nas respectivas áreas,
apresentam semelhanças que sugerem que poderiam ter-se formado numa mesma fase
de sedimentação.
A base do depósito da Rasa, como já tinha sido notado por O. Ribeiro et al. (1943),
inclina nitidamente para leste. O basculamento da base deste depósito para leste, em
direcção ao Relevo Marginal, só pode explicar-se com recurso a uma movimentação
tectónica pós-deposicional.
Por sua vez, o depósito de Aldeia Nova apresenta níveis micáceos inclinando
claramente para oeste com pendores relativamente elevados que também sugerem uma
movimentação pós-deposicional. Para explicar o basculamento dos depósitos da fase I de
um lado e de outro do relevo marginal teremos que admitir a existência de falhas,
situadas na sua base, o que acaba por nos levar a interpretar o relevo marginal como um
horst, com uma orientação geral NNW-SSE, cuja surreição será posterior aos depósitos
da fase I.
A riqueza em caulinite (mais de 90%!) dos depósitos desta fase e a elevada
cristalinidade deste mineral, sugerem uma formação num clima quente e húmido. A
existência de uma unidade mais grosseira no topo da formação indicaria uma certa
degradação climática no sentido de condições mais resistáticas (Erhart, 1956).
O encouraçamento poderia relacionar-se com um processo de acumulação lateral de
ferro em áreas pantanosas na proximidade dos cursos de água (Thomas, 1994). Um
descida da toalha freática permitiria a precipitação do ferro e converteria o antigo leito
fluvial na couraça conglomerática, como a que se podia observar num local
significativamente designado de "Pedras Negras" (Sto. Ovídio, Vila Nova de Gaia).
3 – OS DEPÓSITOS DA FASE II
Os depósitos da Fase II são muito mal calibrados e apresentam blocos muito
grosseiros na base (Pedrinha, Valbom). Podem ocorrer finas crostas ferruginosas com
espessuras que não ultrapassam um centímetro. Porém, nunca encontrámos verdadeiras
couraças, como as que existem nos depósitos da fase anterior.
Estes depósitos aparecem em 2 tipos de situações:
• a - Na imediata proximidade do vale do Douro (Pedrinha, Valbom, Coimbrões), o
que faz supor que nesse momento talvez o Rio Douro já estivesse canalizado, mas
teria um comportamento muito torrencial;
• b - Ao longo de uma faixa paralela ao Relevo Marginal e situada a oeste dele.
Não encontrámos nenhum caso em que os depósitos da Fase II se sobrepusessem
aos da Fase I. Situam-se, geralmente, um pouco mais para oeste, a altitudes mais baixas,
compreendidas entre 100 e 50m.
Em diversos locais (nomeadamente na barreira situada próximo do Centro Comercial
Arrábida Shopping) observámos casos em que blocos de arenito esbranquiçado, típicos
da Fase I, se achavam englobados nos depósitos da Fase II, junto à respectiva base, o
que prova a anterioridade daqueles depósitos e o facto de se encontrarem a constituir
relevo no momento em que os depósitos da Fase II estariam a formar-se.
Porém, se há depósitos da Fase II que poderão corresponder a um período muito
torrencial do curso do Douro, até porque aparecem conservados na proximidade do seu
vale (caso descrito em a), a organização espacial dos restantes depósitos da “fase II”
(caso b) mostra claramente que os seus afloramentos se distribuem paralelamente ao
relevo marginal e não parece aceitável relacioná-los com o traçado do Douro. Trata-se,
como já vimos, de depósitos com um carácter torrencial, apresentando, em corte, canais
com elementos mais grosseiros na base e sectores mais finos e compactos para o topo.
5
Estes aspectos sugerem que se trata de leques aluviais formados à saída de um relevo em
surreição. Nestas circunstâncias parece-nos plausível a hipótese de que teria sido o
"Relevo Marginal" a área de origem dos depósitos da Fase II. Assim sendo, a respectiva
movimentação poderá ter desencadeado a formação dos depósitos da fase II, criando o
relevo do qual teriam partido os referidos leques aluviais.
Além duma certa movimentação tectónica é de supor a existência de uma situação de
crise climática, que originou a torrencialidade destes depósitos e possibilitou o transporte
de elementos de grande calibre (na Pedrinha é possível observar blocos de cerca de 0,5m
de diâmetro).
Estes teriam um carácter mais grosseiro na proximidade das cristas quartzíticas (a
Pedrinha fica a 6 km dos primeiros afloramentos quartzíticos da serra de Valongo), e
menos grosseiro nas áreas distais (Coimbrões situa-se a 11 km dos referidos
afloramentos).
A esta crise climática parecem seguir-se condições climáticas mais regulares,
responsáveis por um regime hidrológico menos contrastante. Com efeito, em alguns
locais (Av. Marechal Gomes da Costa, no Porto), no topo de formações de tipo debrisflow, verifica-se a deposição de materiais mais calibrados e compatíveis com uma
drenagem organizada (Fase II-B). Estes depósitos encontram-se apenas na proximidade
do vale do Douro e poderão corresponder a um momento em que este perdeu o carácter
fortemente torrencial que tinha no início da fase II.
Alguns destes depósitos estão claramente afectados pela tectónica. Esta manifesta-se,
por vezes, através de movimentos compressivos, traduzidos na existência de falhas
inversas, como no caso do Juncal e dos Pinhais da Foz (Araújo, 1995 e 1997).
Curiosamente, em ambos os casos referidos, as falhas identificadas situam-se muito
perto do limite entre os depósitos fluviais e os depósitos marinhos que se encontram, na
plataforma litoral da região do Porto, a cotas sempre inferiores a 40m.
4 – TENTATIVAS
ESTRATIGRÁFICO
DE
CORRELAÇÃO
E
ENQUADRAMENTO
O enquadramento estratigráfico destes depósitos é uma das tarefas mais difíceis com
que nos deparámos. Com efeito, nenhum dos depósitos estudados apresenta fósseis. Por
isso, as correlações têm que ser feitas através de semelhanças de fácies. Porém, “os
afloramentos cenozóicos apresentam uma grande variabilidade de espessura, de fácies,
de ordenação sequencial e de composição petrológica e mineralógica que resulta
incompatível com um único e simultâneo contexto paleogeográfico e paleoclimático”
(Martín-Serrano, 2000). Por isso, quando apesar da variabilidade acima referida se
admite que essas correlações são pertinentes, existem, geralmente, variações
significativas nas idades atribuídas por diferentes investigadores (Pereira, 1997), o que
coloca, à partida, algumas dúvidas relativamente à validade e utilidade desse processo.
Conscientes do problema, temos tentado adquirir experiência de campo das diversas
formações de idade terciária existentes em diferentes contextos dentro do País, de molde
a adquirir um conhecimento o mais global possível da respectiva tipologia e da sua
variação temporal. Trata-se, naturalmente, de um trabalho em revisão permanente, mas
do qual nos parece importante dar notícia para que os leitores possam conhecer as ideias
subjacentes ao nosso discurso e colocar algumas peças no puzzle, ainda que de forma
provisória.
Desde os anos cinquenta que os depósitos da plataforma litoral da região do Porto têm
sido considerados “plio-plistocénicos”. A utilização das siglas P’, P’’ e Q sugere,
justamente, uma oposição entre os depósitos mais antigos, tidos como pliocénicos e os
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
restantes, atribuídos a diversas fases dentro do Quaternário. Isto significa que sempre se
admitiu que os episódios cenozóicos mais antigos (paleogénicos e miocénicos) referidos
em diversos locais do País (nomeadamente Trás-os-Montes) não se encontram nesta
área. Efectivamente, as formações paleogénicas e miocénicas conhecidas de Trás-osMontes (Pereira, 1997) não se assemelham aos depósitos da plataforma litoral da região
estudada.
Admitindo como boa a exclusão de depósitos paleogénicos e miocénicos, resta-nos a
hipótese de que os depósitos da Fase I se situem no Pliocénico.
Com efeito, parece-nos que, a acreditar nas grandes fases de sedimentação cenozóica
estabelecidas por Martín-Serrano (2000), os depósitos da Fase I podem ser correlativos
das “fases ocres” referidas na interior da Península, correspondentes ao topo do
enchimento terciário e atribuídas ao Pliocénico.
Se atentarmos na descrição da “Formação de Mirandela” (Pereira, 1997) segundo a
qual “os depósitos que constituem esta unidade caracterizam-se especialmente pela cor
esbranquiçada ou amarelada, pelo carácter conglomerático, com clastos quartzosos e
quartzíticos numa matriz arenosa quartzo feldspática e com caulinite largamente
dominante na fracção argilosa”, apercebemo-nos facilmente das semelhanças que
existem entre os depósitos da Fase I e a referida “Formação de Mirandela”, o que
poderia situá-los no Pliocénico (Placenciano?). Do mesmo modo, os depósitos de Prado
(Rio Cávado) e Alvarães (a sul do Rio Lima) podem ligar-se a este mesmo episódio
(Pereira et al., 2000).
Os depósitos da Fase II apresentam, pelo contrário, características que fazem supor
um clima bastante diferente. Com efeito, a má calibragem e os grandes calibres de
alguns dos elementos existentes no depósito da Pedrinha sugerem um clima com uma
certa tendência para a aridez.
Além disso, os depósitos da Fase II aparecem embutidos nas superfícies culminantes
da plataforma litoral, superfícies essas onde ocorrem os depósitos da Fase I. O jogo da
tectónica, com uma tendência persistente para o levantamento, bem como a proximidade
do nível de base e a existência de uma possível regressão na transição PliocénicoQuaternário, poderá explicar o embutimento das superfícies que suportam os depósitos
da Fase II relativamente às superfícies culminantes. Essa ideia é congruente com o
"modelo de rotura sedimentar" que Cabral (1995) retoma de Martín-Serrano e que
aponta para a existência de uma fase de erosão "que retoca e rebaixa a superfície
estrutural fini-neogénica (nível de colmatação) e desenvolve pedimentos no flanco de
relevos".
Embora existam diferenças importantes, dado que no Noroeste da Península o clima
teria sido sempre mais húmido do que na região dos Montes de Toledo ou mesmo do que
na região envolvente da Cordilheira Central, as características dos depósitos da fase II
sugerem que eles poderiam ser equivalentes às rañas.
Também a sua posição estratigráfica, situados como estão entre os depósitos
aparentemente pliocénicos da Fase I e os depósitos claramente quaternários, aponta para
um certo paralelismo com as rañas, o que permitiria apontar para uma cronologia
próxima da transição Pliocénico-Quaternário (Ferreira, 1993).
Segundo Pereira (1997), “os depósitos de leque aluvial da Formação de Aveleda
constituiram um episódio independente (SLD14) relativamente ao episódio anterior
(SLD13), com características fluviais; os dois episódios […] para além de
corresponderem a modelos de sedimentação distintos, evidenciam condições climáticas
distintas; o mais antigo, relaciona-se com as condições relativamente quentes e húmidas
já referidas para o Placenciano e que são consensuais; o segundo, sugere a mobilização
dos sedimentos sob condições de secura ambiental indicadas para o fim do Pliocénico
7
(Pais, 1989).” Ora, esta descrição corresponde, muito de perto, às características dos
depósitos da Fase II. Assim sendo, podemos propor um modelo segundo o qual teria
havido, no final do Neogénico 2 fases de evolução do relevo na plataforma litoral da
região do Porto (cf. Pereira et al., 2000):
• Fase I (Placenciano?) - depósitos fluviais, num clima quente e húmido (correlativa
das formações de Mirandela, Prado e Alvarães);
• Fase II (Final do Pliocénico-Gelasiano?) - Depósitos de leques aluviais,
embutidos nas superfícies culminantes da Fase I e correlativos de uma
deterioração climática e das movimentações tectónicas que geraram o relevo
marginal (correlativa da Formação de Aveleda.
5 - A EVOLUÇÃO QUATERNÁRIA E O ESCALONAMENTO DOS
DEPÓSITOS MARINHOS
Desde o topo da plataforma litoral até altitudes de cerca de 50m todos os depósitos
que encontramos apresentam fácies de tipo continental.
Os depósitos inequivocamente marinhos apresentam-se em manchas de dimensões
geralmente inferiores às dos depósitos fluviais e a altitudes inferiores a 40m.
Uma análise comparativa veio confirmar a existência de três conjuntos de depósitos
marinhos, que passamos a designar como níveis 1 (o mais antigo), 2 e 3. Infelizmente, é
raro encontrar os locais onde todos estes níveis estejam expostos. O único local onde
conseguimos definir os três níveis propostos foi a área de Lavadores, em que eles
constituem uma escadaria. Por isso, as altitudes indicadas para cada “nível”, salvo
informação em contrário, correspondem à altitude com que ele se apresenta na área de
Lavadores.
Os depósitos que se apresentam em manchas mais extensas são, nor
malmente,
aqueles que se situam na proximidade dos depósitos fluviais, a altitudes compreendidas
entre 30 e 37m. Trata-se de depósitos geralmente espessos, que assentam sobre um
substrato rubefacto, bastante alterado, e que designaremos como “nível 1”.
Os depósitos do “nível 2” apresentam uma certa ferruginização (cor acastanhada),
assentam sobre um substrato cuja alteração, menos intensa que a do nível precedente, lhe
confere uma cor esbranquiçada, e situam-se a altitudes de 18-15m.
Os depósitos do “nível 3” aparecem a cotas geralmente inferiores a 10m, e em certos
locais chegam a atingir o nível actual das marés baixas (praias de Francelos, da Aguda e
da Granja). Apresentam uma cor castanha, que corresponde a uma ferruginização
bastante intensa, que os transforma, por vezes, em verdadeiros conglomerados. O seu
bed-rock apresenta apenas uma alteração incipiente e uma pâtine castanha ou alaranjada,
obviamente relacionada com a migração de ferro que condicionou a cimentação do
depósito suprajacente.
Os depósitos quaternários correspondem, efectivamente a um mundo diferente,
estando, inclusivamente, separados dos depósitos de fácies fluvial por um “degrau”
nítido (fig. 1). Trata-se de um alinhamento praticamente N/S entre as praias de
Lavadores e de Miramar e que, a sul desta última, roda ligeiramente para NNW. O facto
de este alinhamento coincidir com a separação entre depósitos marinhos e fluviais
significa que, posteriormente à formação dos depósitos da fase II, terá havido um
abatimento da fachada ocidental, que pôs esta faixa deprimida ao alcance do mar
aquando dos períodos interglaciários. A clara separação entre os depósitos fluviais e
marinhos teria, assim, uma razão de ordem tectónica e o degrau visível na fig. 1
corresponderia a uma escarpa de falha, transformada em arriba fóssil.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
6 – ALGUMAS CONCLUSÕES: ORIGEM DO RELEVO MARGINAL.
PROBLEMAS EM SUSPENSO
O mapa da figura 1 mostra bem em que medida o relevo marginal tem um
desenvolvimento essencialmente rectilíneo, sofrendo apenas leves indentações
provocadas pela incisão dos pequenos cursos de água que nascem na sua base e têm
percursos da ordem de 5-6 km de comprimento, limitando-se a percorrer a plataforma
litoral. Por outro lado, a velha ideia de que o relevo marginal poderia corresponder a
uma "arriba fóssil" terá que ser abandonada, já que os depósitos situados no seu sopé
têm origem fluvial.
O perfil da fig. 3 foi construído de modo a que, partindo da linha de costa,
atravessasse o relevo marginal e passasse pelos depósitos fluviais existentes na margem
esquerda do Douro, na área de Aldeia Nova de Avintes. A respectiva localização
encontra-se no mapa da fig. 2 e corresponde à linha A-B-C-D.
Dado que a litologia do substrato raramente facilita a identificação de deslocações
tectónicas, estas poderão ser inferidas essencialmente por critérios geomorfológicos. É
esse o caso dos abruptos visíveis no corte que foram marcados como acidentes
tectónicos verticais. Porém, é possível que algumas destas falhas sejam inversas. Uma
certa tendência para movimentos de tipo compressivo estaria de acordo com
observações de campo feitas em diversos locais (Gião, Pinhais da Foz, Juncal: Araújo,
1991, 1995, 1997) que mostram que, efectivamente, a maior parte dos acidentes
tectónicos que afectam os depósitos cenozóicos da área em estudo são falhas inversas.
Aparentemente o relevo marginal corresponde a um horst. Tal como é sugerido em S.
Daveau (1987, p. 264) relativamente ao litoral da Estremadura, os acidentes tectónicos
que o limitam terão jogado posteriormente à formação dos depósitos mais antigos da
plataforma litoral.
Curiosamente, a análise do mapa da fig. 2 mostra com alguma clareza que as cotas
dos depósitos da fase I descem, de forma regular, desde os 162m de Medas, até
Cabanões (106m). A passagem do relevo marginal parece traduzir-se numa clara subida
(124 na Rasa, 128 no Carregal). Ora, essa circunstância só é compreensível se
atendermos a uma tectónica pós-deposicional que tenha soerguido os depósitos da
plataforma litoral em relação àqueles que se situam a leste do relevo marginal.
Quais as balizas cronológicas da evolução fini-terciária desta área?
Como acima dissemos, pensamos ser de propor um modelo segundo o qual teria
havido, no final do Neogénico 2 fases contrastantes atribuíveis ao Placenciano e
transição Plio-Quaternário (Gelasiano?), por analogia com o que se sabe da evolução em
Trás-os-Montes oriental e no Minho (Pereira, 1997; Pereira et al. 2000).
Porém, para além de nos certificarmos da validade deste modelo de correlação,
nomeadamente estendendo-o às bacias espanholas, será necessário compreender como se
articulam, no espaço e no tempo, os eixos de drenagem responsáveis pelos depósitos
existentes. Com efeito, estes depósitos encontram-se separados dos restantes
afloramentos cenozóicos existentes no interior da Península por uma série de relevos que
dificultam a sua correlação.
É necessário, também, aprofundar a investigação sobre o modelo de drenagem que
produziu os depósitos da Fase I. Tanto quanto, neste momento, sabemos, o depósito
conotado com a Fase I que se situa mais para o interior, é o depósito de Medas (fig. 2),
situado a cerca de 19km, em linha recta, da linha de costa. Por isso, além de uma
analogia de fácies entre os depósitos desta fase e os depósitos da bacia de Mirandela,
9
será preciso identificar testemunhos da paleodrenagem do Douro durante o Placenciano,
que permitam confirmar a hipótese que é proposta em Pereira et al. (2000).
A existência de testemunhos numerosos e extensos de depósitos deste tipo ao longo
da plataforma litoral para sul do Leça e até, pelo menos, à latitude de Espinho, também
carece de um adequado enquadramento paleográfico. Tratando-se, como parece ser o
caso, de uma ampla planície litoral onde o paleo-Douro vinha desaguar, qual a extensão
dessa planície para sul? Que outros eixos de drenagem contribuíam para ela?
Algumas investigações em curso (cf. A. Gomes e A. Barra, 2001), poderão, segundo
esperamos, dar alguma resposta a estas questões.
REFERÊNCIAS
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fluviais na bacia do rio Lima e região de Alvarães, Dissertação de Doutoramento, Dep. Ciências da Terra da
Universidade do Minho, Braga, 277 p.
ARAÚJO, M. ASSUNÇÃO (1991) - Evolução geomorfológica da plataforma litoral da região do Porto. Porto, ed. da
autora, FLUP, 534 p., 1 anexo e 3 mapas fora do texto.
ARAÚJO, M. ASSUNÇÃO (1993) - Fácies fluvial versus marinho nos depósitos da plataforma litoral da região do
Porto - Actas da III Reunião do Quaternário Ibérico, Coimbra, p. 225-335.
ARAÚJO, M. ASSUNÇÃO (1994) - Protection and Conservation of Sampaio Area (Labruge, Vila do Conde, North
of Portugal), in "Littoral/94" proceedings, Associação Eurocoast-Portugal, IHRH (Instituto de Hidráulica e
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
THOMAS, M. (1994) - Geomorphology in the Tropics - a study of weathering and denudation in low latitudes, John
Wiley and Sons, Chichester, 460 p.
11
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
"Os depósitos tidos por quaternários na bacia da Lousã-Miranda do
Corvo"
ANTÓNIO FERREIRA SOARES
Universidade de Coimbra
Departamento de Ciências da Terra, F.C.T.U.C.,
Largo Marquês de Pombal, 3000-272 Coimbra;
fax. 239837711
Ao julgarmos a ordem da organização das unidades tidas por quaternárias
nas regiões do Baixo Mondego e Miranda do Corvo-Lousã é evidente que, na falta de
argumentos cronostratigráficos, tudo não passa de um jogo de possibilidades, de um
acerto de escalas.
Esta a razão porque continuamos, para o concerto das ideias, a usar
aquelas que têm fundamentado o nosso conhecimento. Neste sentido, e porque tudo assim
tem funcionado, julgamos não haver razões para não continuarmos a pensar a história
quaternária de ambas as regiões no quadro das ideias chave desenvolvidas por S. Daveau
(col. P. Birot e O. Ribeiro; Les bassins de Lousã et d’Arganil; M. C. Est. Geográficos; 8, Lisboa, 1986) e
F. Soares (Um pedido - uma vontade; Est. Quaternário, 3; APEQ, Lisboa; 2000).
Primeiro, na importância da Superfície da Serra da Vila (1 Ma) e
consequente deformação (descontinuidade fundamental em F. Soares - limite das
unidades que, no Baixo Mondego, prefiguram o "problema do Calabriano", a fase P4 de
Teixeira - O Plio-plistocénico de Portugal, C. Serv. Geol. Portugal, 65; Lisboa; 1979); depois, na
posterior organização da bacia hidrográfica do Mondego e na importância relativa do
Maciço Marginal de Coimbra (F. Soares et al. Depósitos quaternários do Baixo Mondego.
Tentativa de coordenação morfogenética; Actas II R. Quat. Ibérico; Madrid; 1989).
Não será pois de estranhar que um dos primeiros problemas a equacionar
seja o do limite Pliocénico/Plistocénico nos espaços em causa e o consequente
significado das equivalências adiantadas. No espaço da Lousã tudo se prende com o juízo
atribuído aos Conglomerados de Telhada e Conglomerados de Santa Quitéria
formalizados em P. Cunha (Estratigrafia e sedimentologia dos depósitos do Cretácico superior e
Terciário de Portugal Central, a leste de Coimbra; Diss. Doutoramento, Univ. Coimbra, n. p.; 1992),
tendo em atenção não só o “estado” dos afloramentos, como, e fundamentalmente, a
possibilidade de terem funcionado como “mãe” dos blocos quartzíticos redondos que
compõem grande parte dos depósitos quaternários, tanto no espaço da Lousã-Miranda do
Corvo, como na Orla Ocidental, na fronteira do Maciço Marginal (Conglomerados do
Espírito Santo, Depósitos de Ceira e Boavista).
É lógico que nestes jogos de herdamentos sempre figuram retalhos de
cascalheiras grosseiras, isentas (?) de matriz e cujas ordens e/ou idades são difíceis de
julgar. Não olvidamos que o moldar de um espaço, mesmo sob condução tectónica,
conduz a um arranjo complexo de depósitos nos quais as linhas do tempo (isócronas) não
1
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
são independentes do evoluir das formas correlativas.
É assim que temos como equivalentes os Conglomerados e pelitos de
Chã do Freixo e Cume, bem como aqueles outros, de organização bem mais complexa,
de Vilarinho, Espinho, Roçaio e Vialonga (Conglomerados imaturos de Roçaio e
Vilarinho; glacis-terrasse de Vilarinho, in Daveau, 1986).
Deste grupo de depósitos distinguimos (?) o observado na estrada do cabo
do Soito para a Horta e que traduz herdamentos diferenciados de depósitos
conglomeráticos (tipo Vilarinho-Roçaio ?) com elementos redondos e de outros de
tendência "homométrica" e angulosos (tipo Ortoconglomerados da Lousã e Serpins =
grèze ?). Neste sentido eles poderão associar-se ao significado coluvial dos
Conglomerados imaturos de Vaiada e Portela. Contudo, convém referir que da
heterogeneidade dos Conglomerados imaturos de Roçaio fazem parte fases
conglomeráticas imaturas, a lembrarem heranças de antigas grèzes. Outro tanto
observamos em associação com os Conglomerados imaturos de Moinhos, vermelhos e
observáveis ao longo da margem direita do Dueça, bem como sobre o conglomerado
polimítico do terraço do Ceira (Depósitos do Ceira e Boavista), junto à confluência com
o Mondego. Os Conglomerados imaturos de Moinhos chegam a constituir os raros e
únicos depósitos associados ao Maciço Marginal na área em confronto (F. Soares et al.; O
perfil longitudinal do Rio Dueça a juzante de Miranda do Corvo; Actas I R. Quat. Ibérico; vol. II; Lisboa;
1985).
É evidente que outros depósitos serão igualmente importantes no espaço
que aqui nos ocupa. Assim julgamos as equivalências dos Depósitos de Ceira e Boavista
com os Depósitos de Érmio e seus correlativos; bem como os Depósitos de TaveiroRibeira de Frades (=Depósito de Tentúgal- Gabrielos) com os Depósitos de Papanata
e Vila Nova de Ceira e seus correlativos. Contudo, aqueles que mais sobressaiem talvez
sejam pela sua singularidade os Tufos de Condeixa cujo estudo tem vindo a ser tratado
no sentido das fácies organizativas e ordens possíveis ( F. Soares et al.; Les tufs calcaires dans la
région du Baixo Mondego; Portugal. Les tufs de Condeixa; présentation générale; Et. Géog. Physique, s.
XXVI, 1997). Hoje pensamos que os Tufos de Condeixa compreendem não só os de
Condeixa-Eira Pedrinha-Cernache, como, e no julgamento dum espaço de eleição aqueles
mais novos do Avenal.
2
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
PRINCIPAIS ASPECTOS GEOMORFOLÓGICOS DE PORTUGAL CENTRAL – A
RELAÇÃO COM OS DEPÓSITOS SEDIMENTARES E A RELEVANTE
IMPORTÂNCIA DO CONTROLO TECTÓNICO (1)
P. Proença Cunha* & A. Antunes Martins **
*Departamento de Ciências da Terra, F.C.T.U.C., Largo Marquês de Pombal, 3000-272 Coimbra; telf. 239823022; fax.
239837711; [email protected]
**Departamento de Geociências da Universidade de Évora, Rua Romão Ramalho, 59, 7000-671, Évora; telf. 266744616; fax.
266744971; [email protected]
O prolongado arrasamento do Maciço Hespérico originou uma região de fraco relevo
designada de Meseta Ibérica, rodeada por bacias sedimentares. As sucessivas fases de
aplanamento deste maciço não produziram uma superfície perfeitamente plana, devido à
muito desigual susceptibilidade à meteorização e erosão das rochas do soco hercínico. Sobre o
substrato granitóide desenvolveram-se aplanamentos, mas os sinclinórios quartzíticos
paleozóicos (alongados segundo NW-SE) originaram cristas enquadradas por amplos vales,
correspondentes a muito largos anticlinórios consistindo predominantemente de filitos e
metagrauvaques; estas características definem um relevo de tipo Apalachiano. Os cumes
nivelados das cristas foram considerados evidência do nível geral da topografia durante uma
muito antiga e intensa fase de meteorização química. As mais antigas rochas sedimentares que
recobrem estes regulares inselbergs são do Albiano em Portugal centro-ocidental (BuçacoLousã), permitindo considerar esta longa fase de meteorização química como essencialmente
produzida durante o Jurássico inicial a médio e Cretácico inicial.
O Grupo do Buçaco testemunha uma prolongada erosão essencialmente dos granitóides
da Beira Alta, com acarreios para SW (Atlântico). O registo sedimentar documenta uma
evolução transgressiva a grande escala (Aptiano-Cenomaniano), em que o litoral atingiu
Coimbra, seguida de tendência regressiva que originou progradação e incisão dos sistemas
continentais siliciclásticos. Seguiu-se longo período (Santoniano-Campaniano inicial ?) de
exposição subaérea do enchimento sedimentar, gerando um silcreto com expressão regional.
Atribuíveis ao Campaniano final a Eocénico inicial, existe registo geológico que
documenta uma planície costeira, pouco extensa, percorrida por canais meandriformes
drenando para NW. Serão também desta idade um rejogo subvertical de blocos tectónicos
SW-NE com abatimento geral para NW, diapirismo segundo falhas NNW-SSE que gerou
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
2
leques peridiapíricos, bem como actividade vulcânica (entre Nazaré e Lisboa) e hipovulcânica
(macicos de Sintra, Sines e Monchique).
As evidências sedimentares e geomorfológicas das vastas drenagens em planície aluvial
do Eocénico a meados do Miocénico são um muito extenso registo arcósico nas bacias do
Baixo Tejo e do Mondego. O registo sedimentar denota uma acentuação no aplanamento do
soco, ainda actualmente bem expresso nos terrenos granitóides ou metassedimentares da
Plataforma do Mondego ou da Plataforma da Beira Baixa.
Bem diferentes são os depósitos heterométricos de leques aluviais que se acumularam
no sopé de novos relevos em soerguimento, como a Cordilheira Central Portuguesa ou as
Montanhas Ocidentais Portuguesas. No final do Miocénico e início do Pliocénico (Zancleano)
a sedimentação foi restrita e endorreica, mas no Placenciano o clima tornou-se mais húmido.
Por isso, a sedimentação de leque aluvial desenvolveu-se espacialmente e depositou grandes
blocos quartzíticos nas áreas proximais alimentadas por cristas ordovícicas (fácies que se
designou por raña). Localmente, estes leques aluviais eram tributários de rios drenando para o
Atlântico, com traçado já semelhante ao dos actuais, que desenvolviam erosão remontante.
Foi neste episódio morfossedimentar que o pré-Tejo, na altura largo rio cascalhento e
entrançado, capturou a drenagem da Bacia do alto Tejo (espanhola), até então endorreica.
A intensificação do soerguimento crustal ibérico foi o controlo principal a promover o
progressivo encaixe das redes hidrográficas, levando à formação de terraços (de rio e praiais)
escalonados e a um cada vez maior estreitamento dos vales. A acentuação da incisão explica
numerosas capturas fluviais, o esvaziamento sedimentar das bacias terciárias e a fraca
expressão das fases de agradação sedimentar quaternárias. Estas encontram-se melhor
expressas onde localmente o rejogo de blocos tectónicos contrariou a tendência ao
soerguimento regional (por exemplo, o alvéolo tectónico de Vila Velha de Ródão).
Interpreta-se que na actual área emersa de Portugal continental o controlo tectónico tem
sido o principal mecanismo forçador da morfodinâmica sedimentar:
- Promovendo a subsidência tectónica (típica durante a evolução distensiva no
Mesozóico) ou o soerguimento crustal (intenso no final do Cenozóico);
- Concentrando-se em fases tectónicas, marcadas no registo sedimentar por superfícies
de discordância que chegam a ter expressão na maioria das bacias sedimentares ibéricas;
- Condicionando a dinâmica sedimentar e o traçado das redes hidrográficas, bem como a
delimitação dos volumes montanhosos.
Resumo
dos
Posters
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
GEOMORFOLOGIA EM ÁREAS PROTEGIDAS.
UM PAINEL DE LEITURA DA PAISAGEM A NORTE DE BRAGANÇA
(PARQUE NATURAL DE MONTESINHO)
Pereira, P.1; Meireles, C.2; Pereira, D. I.1; Alves, M. I. C. 1
1
Departamento de Ciências da Terra, Universidade do Minho, Campus de Gualtar, 4710-057 Braga
2
Instituto Geológico e Mineiro, Rua da Amieira, 4466-956 S. Mamede de Infesta
A paisagem geomorfológica no Parque Natural de Montesinho (PNM) é claramente controlada
pela diversidade litológica e pela tectónica.
O PNM situa-se numa das mais variadas áreas geológicas do Noroeste Peninsular, englobando
unidades autóctones da Zona Centro Ibérica e unidades parautóctones e alóctones da Zona
Galiza-Trás-os-Montes, intrusões graníticas variscas e depósitos cenozóicos. A geologia da
região do parque é dominada pelo maciço máfico/ultramáfico, polimetamórfico de Bragança e
pela complexa imbricação de mantos de carreamento, instalados durante a orogenia varisca do
Devónico médio (RIBEIRO, 1974; IGLÉSIAS et. al. 1983; MEIRELES, 2000).
As duas situações tectónicas mais importantes na área do PNM são o conjunto de carreamentos
e cavalgamentos associado ao aloctonismo do Maciço de Bragança e o acidente tectónico BVM
(Bragança-Vilariça-Manteigas).
Na área a norte de Bragança é claro o controlo da tectónica alpina na morfologia. O acidente
tectónico BVM, um rejogo alpino de um alinhamento tardi-hercínico (MEIRELES et al., 2002) é o
principal factor da morfologia desta área do parque. A falha de Portelo, de rumo NNE-SSW,
originou uma escarpa de falha com soerguimento do bloco ocidental e abatimento a leste,
formando-se um graben na região de Baçal, zona abatida à cota de 600 - 700 m, designada
localmente de Baixa Lombada.
No bloco ocidental da falha de Portelo, os restos da superfície de aplanação situam-se à cota de
800 - 900 m. Contudo, neste bloco, para NE, as cotas sobem, constituindo a serra de Montesinho
(1486 m) um relevo muito mais elevado. Curiosamente, o limite entre este bloco superior e o
inferior da Meseta, é feito pelo limite litológico entre os gnaisses da sinforma de Espinhosela a
sul e os xistos paleozóicos encaixantes a norte.
A região de Aveleda - Baçal corresponde ao bloco abatido no qual se reconhecem duas
superfícies distintas: a superfície de Aveleda a norte, entre os 900 e os 800 metros, e a superfície
de Baçal a sul, conhecida localmente por Baixa Lombada, a cotas entre os 600 e os 700 metros. A
superfície de Aveleda está modelada em depósitos sedimentares fini-terciários (PEREIRA, 1997;
1999a; 1999b). A superfície de Baçal está definida sobre gnaisses do alóctone superior do Maciço
de Bragança e está encaixada na anterior superfície, por efeito da incisão quaternária da rede
fluvial. A superfície fini-terciária de Aveleda está basculada para sul no contexto do acidente
tectónico BVM.
1
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
O limite oriental deste graben é definido de modo complexo por um conjunto de alinhamentos
a partir dos quais se sobe para o planalto de Babe à cota de 800 - 900 m (Alta Lombada). Mais
para leste, na região de Deilão, as cotas podem alcançar os 1000 m. O planalto da Alta Lombada
revela estar condicionado pelos seguintes conjuntos de falhas: alinhamentos com rumo N10W, a
que pertence a falha da Aveleda - Gimonde e que corresponde a um desligamento direito oblíquo;
alinhamentos N10E, que funcionam como falhas normais, com abatimento do bloco leste, e um
terceiro alinhamento N70-80E, mais antigo, pois aparenta estar afectado pelos outros acidentes
(MEIRELES, 2000).
O vértice geodésico Montesinho (1155 m), constitui um excelente local de observação da
paisagem da região a norte de Bragança - sector oriental do PNM. O poster apresentado
corresponde ao painel de leitura dessa paisagem, a implementar no local.
O trabalho desenvolve-se no âmbito do projecto PNAT/1999/CTE/15008, financiado pela Fundação para a Ciência
e Tecnologia (FCT) e pelo Instituto da Conservação da Natureza (ICN). Desenvolve-se no Instituto Geológico e
Mineiro e no Centro de Ciências do Ambiente/Ciências da Terra da Universidade do Minho (Unidade de
Investigação inserida no Programa de Financiamento Plurianual da FCT, inscrito no programa Operacional Ciência,
Tecnologia e Inovação do Quadro Comunitário de Apoio III).
Bibliografia
IGLÉSIAS, M.P.L., R IBEIRO, M.L. & R IBEIRO, A (1983) - La interpretation aloctonista de la estrutura del Noroeste
Peninsular. Libro Jubilar J.M. Rios, Geologia de España, Inst. Geol. Min., España, 1: 459-467.
MEIRELES, C. (2000) - Carta Geológica de Portugal à escala 1: 50 000. Notícia explicativa da Folha 3-D
(Espinhosela), Instituto Geológico e Mineiro, Lisboa, 64 p.
MEIRELES, C., P EREIRA, D. I., A LVES, M. I. C. & PEREIRA, P. (2002) - «A Geomorfologia da região de AveledaBaçal (Bragança) como Património Geológico do Parque Natural de Montesinho», Comunicações do Instituto
Geológico e Mineiro, Lisboa, (submetido).
PEREIRA, D. I. (1997) - Sedimentologia e Estratigrafia do Cenozóico de Trás-os-Montes oriental (NE Portugal),
Tese de Doutoramento, Universidade do Minho, 341 p.
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Neogénico/Quaternário», Estudos do Quaternário, 2, APEQ, Lisboa, p. 27-40.
PEREIRA, D. I. (1999b) - «Terciário de Trás-os-Montes oriental: evolução geomorfológica e sedimentar»,
Comunicações do Instituto Geológico e Mineiro, 86, Lisboa, p. 213-226.
RIBEIRO, A. (1974) - Contribuition à l’étude tectonique de Trás-os-Montes Oriental, Memória n.º 24 (Nova Série),
Serviços Geológicos de Portugal, Lisboa, 168 p.
2
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
O RELEVO DO NORTE DE PORTUGAL: CONTRIBUIÇÃO PARA A
ANÁLISE DA RELAÇÃO GEOMORFOLOGIA-TECTÓNICA
Baptista, J. & Lourenço, J.
Universidade de Trás-os-Montes e Alto Douro, Apartado 202, 5001-911, Vila Real Codex.
INTRODUÇÃO
O padrão geomorfológico regional e o padrão local associados às estruturas
activas principais, nomeadamente a Falha Penacova – Régua – Verin (PRV) e a Falha
Manteigas-Vilariça-Bragança (MVB), reflectem, predominantemente, a actividade
dessas estruturas tectónicas intra-placa desenvolvida durante o campo de tensões actual,
de direcção NNW-SSE (Cabral, 1995), estabelecido a partir do início do Miocénico
superior (Tortoniano)-10.4 M. a., ou início do Quaternário-1,64 M. a.
A cartografia dos aspectos geomorfológicos e sedimentológicos, os estudos de
detecção remota e a datação geocronológica são importantes para estabelecer a
sequência dos episódios de deformação e da evolução do relevo.
Estas falhas principais, de direcções NNE-SSW, são marcadas, ao longo da maior
parte dos seus trajectos, por escarpas bem visíveis em fotografia aérea, nos mapas
topográficos e no terreno, estão associadas a grabens e a horsts. Na Falha PRV, a Norte
do rio Douro, as escarpas são bastante pronunciadas tanto a E como a W das zonas
deprimidas. Os comandos observados são da ordem dos 950 metros na extremidade sul
da escarpa do Alvão, 300 metros na escarpa da Falperra, 450 metros na escarpa da
Padrela, e 500 metros na escarpa do Brunheiro (este de Chaves).
A rede hidrográfica com direcção NNE-SSW é concordante com a Falha
Penacova-Régua-Verin. Ao longo desta estrutura estão instaladas linhas de água,
nomeadamente o Rio Cabril (Bacia de Vila Real), o Rio Corgo (Bacia de Telões), o Rio
Avelames (Bacia de Pedras Salgadas), o Rio Oura (Bacia de Vidago) e o Rio Tâmega
(Bacia de Chaves). Assinale-se o facto de os rios Avelames e Oura serem afluentes do
Rio Tâmega, e cortarem as escarpas oeste dos fossos tectónicos de Pedras Salgadas e
Vidago-Loivos, traduzindo alguma instabilidade neotectónica deste segmento da Falha.
O Rio Douro, com orientação geral segundo E-W, apresenta inflexões locais, com
orientação N-S a NNE-SSW, na intersecção com esta estrutura.
O afundamento contínuo do soco e a incisão da rede de drenagem em rochas
previamente esmagadas conduziram a várias etapas de enchimento sedimentar
Cenozóico, conservado nas bacias acima referidas. Uma série de terraços de
enchimento/entalhe desenvolveram-se ao longo dos grabens como consequência de
episódios tectónicos e erosivos, como se observam nas bacias de Vila Real (Baptista,
1995), Telões (Lourenço, 1997), Pedras Salgadas (Oliveira, 1995) e Chaves (Grade &
Moura, 1982).
MORFOTECTÓNICA
O relevo da região norte foi amplamente estudado, destacando-se os trabalhos de
Choffat (1907), Birot (1949), Feio (1951), Ribeiro (1966), Ferreira (1978, 1986) e
Cabral (1995), entre outros.
Da análise dos diferentes intervalos hipsométricos estabelecidos para a região
Norte, tendo por base o Atlas Digital do Ambiente 3.0, na escala 1/1 000 000 (figuras 1
a 6), é possível tecer algumas considerações sobre as principais superfícies morfológicas
já definidas e a sua dependência com as principais estruturas tectónicas. Os intervalos
hipsométricos considerados correspondem em média a 200 metros, o que se traduzirá
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
em erros dessa ordem de grandeza, mascarando assim as deslocações sofridas por essas
superfícies.
Assim, na figura 2, para cotas superiores aos 1000 m, evidencia-se a Superfície
Culminante, que poderá ser anterior ao Miocénico superior. Esta superfície está bem
expressa nos conjuntos montanhosos da Peneda, Gerês e Larouco, denotando uma
estruturação hercínica, de direcção NW-SE, e um controlo de falhas activas de direcção
N-S a NNW-SSE e ENE-WSW, que condiciona o seu desaparecimento para SW. As
restantes áreas desta superfície desenvolvem-se ao longo dos dois acidentes hercínicos
principais: a Falha Penacova-Régua-Verin e a Falha Manteigas-Vilariça-Bragança.
Trata-se dos conjuntos montanhosos de Arada, Montemuro, Marão, Alvão, Falperra e
Padrela (na dependência da Falha Penacova-Régua-Verin), e Bornes, Nogueira e
Montesinho (na dependência da Falha Manteigas-Vilariça-Bragança).
A figura 3, estabelecida a partir dos intervalos hipsométricos dos 700 aos 800 m e
dos 800 aos 900 m, evidencia a Superfície da Meseta, que poderá ser datada do
Pliocénico superior (Ribeiro e Cabral, 1995). Encontra-se amplamente representada a
leste do vale de fractura do Rio Tâmega, onde é dissecada pelos Rios Tua, Sabor e
Douro. A Norte deste vale de fractura, encontra-se representada nos conjuntos de
Peneda a Larouco, alcançando as proximidades do litoral a SE de Caminha.
As figuras 4 e 5 evidenciam as Superfícies Inferiores da Meseta – datadas
possivelmente do Plistocénico inferior - e as Planícies Aluviais dos Rios Tâmega –
datada possivelmente do Plistocénico médio a Holocénico - Tua, Sabor, Côa (a norte
do Rio Douro), Paiva, Vouga, Dão e Mondego, mais a sul. O intervalo hipsométrico dos
500 aos 700 m é particularmente evidente a leste do vale de fractura do Rio Tâmega e
da Falha Penacova-Régua-Verin. Em contrapartida, o intervalo hipsométrico dos 300
aos 500 m denota o sentido de escoamento para o Atlântico, ao contrário do intervalo
hipsométrico anterior, que poderá indicar um sentido de drenagem preferencialmente
endorreico.
Para as cotas inferiores aos 300 m (figura 6), na dependência nítida do Atlântico e
do rio Douro, particularizam-se os vales encaixados dos rios Tua, Sabor e Douro.
Figuras 1 ,2, 3, 4, 5, 6. Mapas de intervalos hipsométricos elaborados a partir das curvas de nível do Atlas
Digital do Ambiente 3.0, na escala 1/1 000 000.
CONCLUSÕES
O relevo do Norte de Portugal é marcado por diferentes superfícies morfológicas
deslocadas por sistemas de falhas activas. Com base em intervalos hipsométricos
construídos a partir de curvas de nível com equidistâncias de 100 metros, do Atlas do
Ambiente na escala 1/1 000 000 é possível evidenciar-se os grandes domínios
geomorfológico e analisar a sua dependência com os episódios/acidentes tectónicos
principais:
- desenvolvimento da Superfície Culminante, ante-Miocénico superior;
- compartimentação da Superfície Culminante ao longo de estruturas NNE-SSW no
interior e N-S a NNW-SSE no litoral, no Miocénico superior;
- desenvolvimento da Superfície da Meseta no Pliocénico;
- reactivação dos acidentes tectónicos principais e formação das principais linhas de
relevo actuais, no final do Pliocénico a início do Quaternário;
- desenvolvimento das Superfícies Inferiores da Meseta no Plistocénico inferior a
médio?;
- captura da Bacia endorreica do Douro pelo paleo-Douro no Plistocénico médio ?;
- desenvolvimento das bacias aluviais do Tâmega, Tua e Sabor, entre outras, no
Plistocénico superior? a Holocénico.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
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Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
Figura 1
Figura 2
Figura 3
Figura 4
Figura 5
Figura 6
Figuras 1, 2, 3, 4, 5, 6 - Mapas de intervalos hipsométricos elaborados a partir das curvas de nível do
Atlas Digital do Ambiente 3.0, na escala 1/1 000 000. Figura 1 – Mapa com todos os intervalos
hipsométricos considerados, de acordo com a legenda. Figura 2 – Mapa com os intervalos hipsométricos
entre os 1000 e os 1300 metros e acima dos 1300 m. Figura 3 – idem entre os 700 e os 800 metros e entre
os 800 e os 1000 m. Figura 4 – idem entre os 500 e os 700 metros. Figura 5 – idem entre os 300 e os 500
metros. Figura 6 – idem entre os 100 e os 300 metros e abaixo dos 100 m.
Encontro sobre a Geomorfologia do Noroeste Peninsular, PORTO/FLUP, 11-13 Abril 2002
A EVOLUÇÃO DO RELEVO NA ÁREA DO SAMPAIO, VILA DO CONDE.
ALGUNS ASPECTOS
José da Silva Ribeiro*
João Simões D’Abreu**
O estudo geomorfológico da área do Sampaio (Labruge – Vila do Conde), por nós realizado, no
âmbito da cadeira Geomorfologia do Litoral – Seminário em Geografia Física fez surgir as ideias que
aqui apresentamos.
O facto das várias plataformas de erosão marinha, entalhes basais e depósitos marinhos que
existem nesta área se encontrarem a cotas muito variadas é um forte indício de actividade tectónica.
A medição das cotas aproximadas a que se encontram cada uma destas marcas permitiu-nos
definir três níveis e fazer uma primeira tentativa de medição do soerguimento relativo dos vários blocos
que parecem estar aqui em jogo.
Partindo do pressuposto que as marcas que encontramos na praia de Vila Chã correspondem a
três níveis marinhos registados num único bloco, e que na opinião de M. Assunção Araújo são um entalhe
actual, um entalhe do máximo da Transgressão Flandriana (5000 anos) e uma plataforma do último
período interglaciar (125000 anos) e admitindo que há uma correspondência entre estes níveis e os que se
encontram tanto no Sampaio como no Morro do Vértice, o facto do nível do último interglaciar aparecer
nestes dois afloramentos cerca de 5 metros acima do de Vila Chã mostra que estes dois afloramentos,
relativamente ao bloco de Vila Chã, terão sofrido um soerguimento de cerca de 5 metros e que esse
soerguimento terá ocorrido após o último período interglaciar (neotectónica).
Ao lado da escarpa que limita o afloramento do Sampaio a norte encontram-se tombados três
grandes blocos de granito que em conjunto formavam uma espécie de cunha, larga no topo e estreita na
base, limitada por duas falhas quase paralelas.
Estes blocos terão tombado durante ou após a Transgressão Flandriana, possivelmente cortados
por um entalhe, uma vez que se encontram tombados sobre uma plataforma de abrasão marinha que
parece ser correlativa desse período.
Assim, a escarpa que hoje podemos observar não corresponde ao soerguimento mas antes ao
recuo da escarpa inicial, que se encontraria mais a norte.
Na escarpa norte do Morro do Vértice encontramos, do mar para o interior, uma plataforma de
abrasão marinha à cota de 8 metros, seguida de um conjunto de entalhes entre os 8 e os 9 metros e um
depósito marinho aos 10 metros.
Estes entalhes (à cota de 8 a 9 m) apresentam orientações variadas, o que mostra que quando
foram feitos a escarpa já era recortada, (talvez devido à queda de blocos favorecida pela fracturação
cruzada).
O facto do entalhe não ser contínuo, aparecendo antes em pequenos troços, mostra que depois de
feitos os entalhes continuou a dar-se a queda de blocos.
A medição dos desníveis entre a plataforma, os entalhes e o depósito mostrou que eles
descrevem um perfil de praia muito regular, (não afectado pela tectónica); por isso o soerguimento deu-se
ao longo da escarpa NNE-SSW onde estão talhados os entalhes, o que os fez subir em conjunto. O facto
da escarpa se apresentar mais fresca e rectilínea na sua base ajuda a confirmar esta ideia.
*finalista do curso de Geografia, FLUP
**licenciado em Geografia. Câmara Municipal de Vila Nova de Gaia
Documentação
adicional
Documentação adicional:
O artigo "Estratigrafia e
interpretação paleogeográfica do
Cenozóico
continental do norte de Portugal",
que adiante se reproduz, é uma
proposta de correlação e
compatibilização de dados dos
registos sedimentares do norte do
país. A sua distribuição neste
Encontro destina-se a fomentar a
discussão sobre esta temática entre
os participantes.
Ciências da Terra (UNL), 14
Ciências da Terra (UNL)
Lisboa
Nº 14
pp.73-84
1 Fig.
2000
Estratigrafia e interpretação paleogeográfica do Cenozóico
continental do norte de Portugal
Stratigraphy and paleogeographic interpretation of the north Portugal
continental Cenozoic
D. I. Pereira1, M. I. C. Alves1, M. A. Araújo2 & P. Proença Cunha3
(1) Centro de Ciências do Ambiente/CT; [email protected]; [email protected]
Departamento de Ciências da Terra, Univ. Minho, 4710-057 Braga
(2) Instituto de Geografia, Faculdade de Letras da Univ. Porto, 4150-564 Porto; [email protected]
(3) Grupo de Estudo dos Ambientes Sedimentares; Centro de Geociências da Univ. Coimbra; [email protected]
Departamento de Ciências da Terra, Universidade de Coimbra, Largo Marquês de Pombal, 3001-401 Coimbra
RESUMO
Palavras-chave: Cenozóico; estratigrafia; sedimentologia; depósitos fluviais; análise de bacias; paleogeografia,
neotectónica; Portugal.
Apresenta-se uma interpretação paleogeográfica e tectono-sedimentar do norte de Portugal, tendo em conta estudos
anteriores (geomorfologia, litostratigrafia, mineralogia, sedimentologia, paleontologia, etc.). O Cenozóico apresenta
características distintas de acordo com o seu enquadramento morfotectónico na região oriental (Trás-os-Montes) ou
próximo da costa atlântica (região ocidental, áreas do Minho e Douro Litoral).
Na região oriental o registo sedimentar é considerado Neogénico, mas localmente identificou-se Paleogénico (?).
Este registo mais antigo, representado por depósitos aluviais, foi preservado da completa erosão devido à sua posição
no interior de fossas na zona de falha Bragança-Vilariça-Manteigas. Os episódios sedimentares seguintes (Tortoniano
superior-Zancliano ?), representados por duas unidades alostratigráficas, foram interpretados como sistemas fluviais
entrançados de uma rede hidrográfica endorreica, drenando para a Bacia Terciária do Douro (para leste, em Espanha);
actualmente, ainda se conservam em depressões tectónicas e em vales fluviais escavados no soco.
Posteriormente, a sedimentação a oriente torna-se mais escassa pois sistemas fluviais atlânticos (ex. o pre-Douro)
capturaram, sucessivamente, anteriores drenagens endorreicas. O sector proximal da unidade alostratigráfica atribuída
ao Placenciano está registado em Mirandela (Trás-os-Montes) mas o episódio fluvial seguinte (Gelasiano-Plistocénico
inferior ?) já se documenta mais para oriente, conservado em altas plataformas e em depressões tectónicas. Na zona
costeira ocidental, o registo sedimentar é atribuível ao Placenciano e ao Quaternário e está principalmente representado
por terraços; localiza-se no interior dos largos vales fluviais dos rios Minho, Lima, Cávado e Ave, bem como em
Alvarães e na plataforma litoral do Porto.
Os episódios sedimentares terciários do norte de Portugal foram principalmente controlados pela tectónica, mas
posteriormente (Placenciano-Quaternário) também pelo eustatismo.
ABSTRACT
Key words: Cenozoic; stratigraphy; sedimentology; fluvial deposits; basin analysis; palaeogeography; neotectonics;
Portugal.
Palaeogeographic and tectono-sedimentary interpretation of northern Portugal, in which previous studies
(geomorphology, lithostratigraphy, mineralogy, sedimentology, palaeontology, etc.) were considered, is here proposed.
Cenozoic shows different features according to its morphotectonic setting in the eastern region (Trás-os-Montes) or
73
1º Congresso sobre o Cenozóico de Portugal
near to the Atlantic coast (western region, Minho and Douro Litoral areas). Although in the eastern region the sedimentary record is considered late Neogene, in some places Paleogene (?) was identified. This oldest record, represented by
alluvial deposits, was preserved from complete erosion because of its position inside Bragança-Vilariça-Manteigas
fault zone grabens. Later sedimentary episodes (upper Tortonian-Zanclean ?), represented by two allostratigraphical
units, were interpreted as proximal fluvial braided systems of an endorheic hydrographic network, draining to the
Spanish Duero Basin (eastwards); nowadays, they still remained in tectonic depressions and incised-valleys. Later on,
eastern sedimentation becomes scarcer because Atlantic fluvial systems (e.g. the pre-Douro), successively, captured
previous endorheic drainages. The proximal reaches of the allostratigraphic unit considered Placencian is recorded in
Mirandela (western Trás-os-Montes) but the following fluvial episode (Gelasian-early Pleistocene ?) was already documented in east Trás-os-Montes, preserved in high platforms and in tectonic depressions. Placencian and Quaternary
sedimentary records in the western coastal zone, mainly represented by terraces, are located in the Minho, Lima,
Alvarães, Cávado and Ave large fluvial valleys and in the Oporto littoral platform. In conclusion, northern Portugal
Tertiary sedimentary episodes were mainly controlled by tectonics, but later on (Placencian-Quaternary) also by eustasy.
INTRODUÇÃO
Os estudos sedimentológicos efectuados em grande
parte dos depósitos cenozóicos do norte de Portugal
(Minho, Douro Litoral e Trás-os-Montes), permitem
estabelecer correlações estratigráficas e reconstituições
paleoambientais.
A maioria do registo sedimentar localiza-se junto da
fachada atlântica e em Trás-os-Montes oriental. Entre estes
domínios são conhecidos alguns depósitos cenozóicos,
principalmente ao longo da zona de falha Verin-Penacova,
num contexto tectónico semelhante ao dos acidentes
tectónicos de Mirandela e de Bragança-VilariçaManteigas, em Trás-os-Montes oriental. Alguns trabalhos
têm referido esses depósitos e apresentado propostas de
evolução morfotectónica. Grade & Moura (1982) referem
os sedimentos na fossa de Chaves, Ferreira (1978, 1980,
1991) estudou a geomorfologia regional, Cabral (1995) e
Baptista (1998) incidem na neotectónica da zona de falha
Verin-Penacova, tendo reconhecido fases de reactivação;
o Terciário tem uma exposição limitada e está, em geral,
coberto por sedimentos quaternários. O escasso
conhecimento sedimentológico dos depósitos nas
pequenas depressões ao longo do sector setentrional deste
importante desligamento, limita a interpretação
paleogeográfica. Contudo, existem desenvolvidos estudos
nos depósitos do sector meridional desta zona de falha,
nomeadamente os de Barreiro de Besteiros, Mortágua e
de Miranda do Corvo (Birot, 1944; Carvalho, 1962;
Ferreira, 1978; Cunha, 1992a, 1999a).
A integração dos diferentes dados disponíveis salienta
o norte de Portugal como uma zona sujeita a processos
predominantemente erosivos, relacionados com uma
tendência dominante de soerguimento durante o
Cenozóico. O registo ficou preservado em diferentes
contextos morfotectónicos: em áreas tectónicas deprimidas
(estreitas bacias de desligamento ou em blocos abatidos),
preenchendo paleovales escavados no soco, cuja drenagem
se tornou deficiente por acção tectónica ou pela evolução
morfológica do sistema fluvial, ou dispersos na forma de
mantos aluviais no sopé de áreas em soerguimento. Os
74
principais episódios tectónicos estão marcados por rupturas
no registo sedimentar continental. Descrevem-se cinco
episódios tectono-sedimentares, enquadráveis nas
sequências limitadas por descontinuidades (SLD)
propostas por Cunha (1992a, 1992b). Estes episódios são
deduzidos a partir da caracterização litostratigráfica,
sedimentológica, interpretação paleoambiental, contexto
morfotectónico e correlações estratigráficas com outras
áreas.
ESTRATIGRAFIA E PALEOGEOGRAFIA
Episódio 1: O registo sedimentar mais antigo - sistemas
aluviais paleogénicos (?)
A caracterização sedimentológica e estratigráfica da
Formação de Vale Álvaro e das Arcoses de Vilariça,
permite considerá-las como as unidades cenozóicas mais
antigas, preservadas na região norte de Portugal em
estreitas fossas na zona de falha Bragança-VilariçaManteigas, de orientação NNE-SSW. A Formação de Vale
Álvaro foi identificada nas depressões de Bragança e de
Macedo de Cavaleiros (Ramalhal, 1968; Pereira &
Azevêdo, 1991, 1993a; Pereira, 1997, 1998a, 1999). As
Arcoses de Vilariça localizam-se na depressão da Vilariça
e têm também registo a sul do Douro, na depressão da
Longroiva e na área de Nave de Haver (Ferreira, 1971,
1978; Pereira, 1997; Pereira & Cunha, 1999; Cunha &
Pereira, 2000).
A Formação de Vale Álvaro é caracterizada pela
alternância de litofácies conglomeráticas maciças muito
grosseiras e níveis areno-lutíticos, com cimentação
ferruginosa e carbonatada. Ocasionalmente, observam-se
níveis predominantemente carbonatados. Destacam-se
também a natureza máfica e ultramáfica dos clastos e a
natureza e evolução da fracção argilosa, caracterizada pelo
predomínio de montmorilonite rica em Fe e pela presença
de paligorskite, clorite, interestratificados clorite-esmectite
e talco (Pereira & Brilha, 1999, 2000). Esta unidade
formou-se pela sobreposição de derrames do tipo debris-
Ciências da Terra (UNL), 14
flow, alternantes com condições pantanosas e períodos de
secura de duração variável (Pereira, 1997, 1998a, 1999).
Os sedimentos assentam em discordância sobre o soco;
no caso da Formação de Vale Álvaro, o Paleozóico
encontra-se afectado por uma substituição carbonatada,
com características semelhantes às carbonatações desta
unidade. A Formação de Vale Álvaro está limitada
superiormente por uma descontinuidade sedimentar regional, a que se sobrepõe a Formação de Bragança
(Miocénico terminal-Zancleano ?). A descontinuidade é
claramente observada em Limãos, a leste de Macedo de
Cavaleiros, onde os sedimentos siliciclásticos de um
sistema fluvial entrançado (Formação de Bragança)
assentam em níveis clásticos com cimento carbonatado e
níveis carbonatados. A Formação de Vale Álvaro tem
características sedimentológicas que justificam uma
correlação litostratigráfica com unidades paleogénicas, em
particular com a UTS3 definida na Bacia Terciária do
Douro (Santisteban et al., 1996) e com o Complexo de
Benfica (Azevêdo, 1991; Azevêdo et al., 1991).
As Arcoses de Vilariça constituem uma unidade arenoconglomerática, imatura, de cor esbranquiçada ou
cinzento-esverdeada, medianamente consolidada e de
composição quartzo-feldspática. Distingue-se um membro
inferior com camadas tabulares arenosas e um membro
superior mais grosseiro e com enchimentos de canal. A
esmectite ocorre de forma significativa no cortejo argiloso,
associada a caulinite e ilite. A sua génese deveu-se a uma
drenagem fluvial deficiente em direcção a leste, para a
Bacia Terciária do Douro, em Espanha (Pereira, 1997;
Pereira & Cunha, 1999; Cunha & Pereira, 2000). Sobre as
Arcoses de Vilariça assenta, em descontinuidade
sedimentar regional, a Formação de Quintãs (Miocénico
terminal?) (Pereira & Cunha, 1999; Cunha & Pereira,
2000). Em face das características sedimentológicas e
morfo-tectónicas, admitiu-se a correlação dos dois
membros das Arcoses da Vilariça com os dois membros
das Arcoses de Coja (Cunha & Pena dos Reis, 1991;
Cunha, 1992a, 1999a).
Em síntese, na região abordada, o registo mais antigo
indica que, provavelmente durante o Paleogénico (SLD7
e SLD8), existiram sistemas aluviais endorreicos,
actualmente preservados tectonicamente no contexto do
acidente Bragança-Vilariça-Manteigas. No caso da
Formação de Vale Álvaro, estão representados corpos de
leque aluvial, gerados em ligação com escarpas tectónicas
(Pereira & Azevêdo, 1993a, 1993b; Pereira, 1997, 1998a,
1999). As características das Arcoses de Vilariça em
Longroiva, Vilariça e Nave de Haver, sugerem sectores
proximais de uma vasta drenagem deficiente para a Bacia
Terciária do Douro, na forma de mantos aluviais
alimentados por arenas graníticas (Pereira & Cunha, 1999;
Cunha & Pereira, 2000).
Na região norte de Portugal, a limitada representação
sedimentar do Paleogénico e a não existência de Miocénico
ante-Tortoniano final, contrasta com o registo existente a
leste na Bacia Terciária do Douro, pelo que deve ter
constituído uma área essencialmente em erosão.
Episódio 2: A drenagem fluvial endorreica no NE de
Portugal, no Miocénico final a Zancleano (?)
A Formação de Bragança foi definida em Trás-osMontes oriental, como uma unidade litostratigráfica que
regista, num sector proximal, uma drenagem fluvial
efectuada para a Bacia Terciária do Douro (Espanha),
provavelmente no Miocénico terminal e Zancliano
(Pereira, 1997, 1998a, 1999). Tem uma espessura máxima
de 80 metros e cor predominantemente vermelha. São
característicos os depósitos conglomeráticos de fundo de
canal e de barras, bem como o carácter polimítico e o
predomínio de esmectite na fracção <2µm. Definiram-se
dois membros, com base na tendência granulométrica e
reconhecimento de uma descontinuidade sedimentar com
valor regional. O Membro de Castro (inferior), com
tendência granodecrescente, é constituído por
conglomerados na base, correspondentes a pavimentos de
canal, aos quais se seguem sedimentos arenoconglomeráticos. A sua constituição sugere um sistema
fluvial entrançado de baixa sinuosidade e com o leito
escavado no substrato. Para o topo, predomina a
sedimentação fina. O Membro de Atalaia, ravinante sobre
o membro inferior, não apresenta uma tendência
granulométrica marcada, é areno-conglomerático e
corresponde a uma sucessão de episódios de um sistema
fluvial entrançado de baixa sinuosidade, com transições
momentâneas para um estilo mais sinuoso.
As características das unidades descritas suportam a
sua correlação litostratigráfica, respectivamente, com a
SLD11 e SLD12 propostas por Cunha (1992a, 1992b),
com registos identificados quer a norte da Cordilheira
Central (Cunha, 1992a, 1999a) quer a sul (Cunha, 1992a,
1996; Barbosa, 1995; Pimentel, 1997; Azevêdo, 1998;
Martins, 1999).
No seu conjunto, as características da Formação de
Bragança sugerem condições temperadas a quentes, com
uma estação particularmente pluviosa, formando-se fluxos
aquosos de elevada energia a partir das regiões mais
elevadas, e uma estação seca prolongada. É possível que
para o topo do Membro de Castro se tenham estabelecido
condições mais marcadas de secura, denunciadas pela
precipitação incipiente de carbonatos em fracturas. Nas
zonas periféricas, as condições locais devem ter sido
propícias a longos períodos de exposição aérea. A oscilação
do nível freático favoreceu a alteração dos clastos, a
neoformação de caulinite e a contínua rubefacção do
depósito (Pereira, 1997, 1998a, 1999).
Em etapa anterior à Formação de Bragança devem terse desenvolvido vales fluviais encaixados no soco, como
resposta erosiva ao levantamento relativo das áreas
montanhosas (fig. 1A). Posteriormente, a actuação da
importante fase tectónica no auge da compressão bética
(cerca de 9 Ma; Calvo et al., 1993) fez rejogar os
desligamentos Bragança-Vilariça-Longroiva e de VerinPenacova (Ferreira, 1991; Cunha, 1992a; Cabral, 1995;
Sequeira et al., 1997), compartimentando o norte de Portugal numa escadaria de grandes blocos a subir para
75
1º Congresso sobre o Cenozóico de Portugal
ocidente. As redes hidrográficas ter-se-ão modificado pelas
novas condições morfotectónicas, motivando a
sedimentação correspondente ao Membro de Castro. O
carácter ravinante e grosseiro do Membro de Atalaia
relaciona-se com uma nova movimentação tectónica. Deste
acontecimento resultou o rejogo de blocos tectónicos do
Planalto Mirandês e falhas que afectam o Membro de
Castro nas depressões de Mirandela, Bragança e Macedo
de Cavaleiros (Pereira, 1997, 1998a, 1999).
Nas depressões da Vilariça e da Longroiva foi também
identificada uma unidade (Formação de Quintãs) que se
admite estar relacionada com a fase tectónica
correspondente ao auge da compressão bética. Neste caso,
como em regiões do centro de Portugal (Beira Baixa,
Lousã-Arganil, Mortágua, etc), só se depositaram leques
aluviais (Pereira & Cunha, 1999; Cunha & Pereira, 2000).
Na fachada atlântica norte não são conhecidos
sedimentos deste episódio, contrariamente a depressões
da Galiza, onde são descritos depósitos paleogénicos e
neogénicos, em geral associados a bacias de desligamento.
No prolongamento para norte da bacia de S. Pedro da
Torre-Valença são conhecidos depósitos, aos quais têm
sido atribuídas idades do Eocénico ao Pliocénico (Martin-Serrano et al., 1996).
Episódio 3: A generalização da drenagem exorreica
atlântica, no Placenciano
No Minho, a mais antiga etapa sedimentar conservada,
é atribuível ao Placenciano. A sua génese ocorreu na
dependência de sistemas fluviais exorreicos, de orientação
transversal à fachada atlântica (fig. 1B) (Alves, 1999; Alves
& Pereira, 1999, 2000). Os melhores testemunhos da
sedimentação nestes vales, largos e evoluídos, são a
Formação de Barrocas, na bacia do rio Minho, a Formação
de Alvarães, localizada na região de Alvarães (a sul do rio
Lima) e os depósitos de Prado, situados na margem direita
do rio Cávado (Braga, 1988; Alves, 1993, 1995a, 1995b,
1996, 1999; Pereira, 1989, 1991, 1997; Pereira & Alves,
1993; Alves & Pereira, 1999, 2000). São sedimentos cujas
características composicionais indicam a sua deposição
em ambiente fluvial a flúvio-lacustre e têm origem no
desmantelamento de vertentes sob condições favoráveis à
meteorização química. O cortejo mineralógico é muito
simplificado, com predominío de clastos siliciosos e
minerais resistentes à meteorização química, associados
à caulinite presente como mineral de argila dominante na
matriz. A sedimentação fossilizou vales fluviais
anteriormente talhados e resultou de redes de drenagem
já bem organizadas, precursoras das actuais.
Os depósitos de S. Pedro da Torre e os de Prado
relacionam-se com paleotrajectos dos rios Minho e Cávado
(fig. 1B). Na bacia do rio Lima deve ter ocorrido uma
situação análoga. No entanto, devido à escassez de
sedimentos e ausência de níveis fossilíferos, não é ainda
possível assegurar que os vestígios, supostos correlativos,
representem a colmatação placenciana. No caso da
Formação de Alvarães, ela testemunha a existência dum
sistema fluvial precursor do rio Neiva, mas com maior
76
dimensão que este. O curso de água gerador desta
sedimentação drenou certamente uma área superior à actual bacia do rio Neiva; teve o seu trajecto na região de
Alvarães, condicionado pela presença da barreira
geomorfológica na zona de Castelo do Neiva, desaguando
no Atlântico mais a norte, próximo de Anha (Alves, 1995a,
1995b, 1996).
Os conteúdos paleontológicos encontrados na
Formação de Barrocas, Formação de Alvarães e depósitos
de Prado, indicam clima quente e húmido, sendo as floras
presentes nestas jazidas atribuíveis ao Pliocénico superior a Plistocénico inferior (Ribeiro et al., 1943; Teixeira,
1944, 1979; Teixeira et al., 1969; Teixeira & Gonçalves,
1980; Braga, 1988; Alves, 1995a, 1995b, 1996, Pais et
al., em publicação; Pais, informação oral). Quer os
depósitos da Formação de Barrocas quer os depósitos de
Prado foram ravinados e estão subjacentes a episódios
sedimentares quaternários neles embutidos (Alves &
Pereira, 1999, 2000).
Na plataforma litoral da região do Porto são conhecidos
diversos afloramentos genericamente situados acima dos
100 metros de altitude e cujas características
sedimentológicas sugerem um episódio de sedimentação
continental (Araújo, 1991, 1993, 1995, 1997). A plataforma
litoral é limitada por um relevo marginal com orientação
NNW-SSE, a leste do qual são também conhecidos alguns
depósitos que se supõem do mesmo episódio.
Os afloramentos situados a leste do relevo marginal
parecem ligados a uma drenagem fluvial com um traçado
semelhante ao do Douro actual (fig. 1B). Contudo, na
plataforma litoral os afloramentos desenvolvem-se
segundo uma faixa paralela ao relevo marginal, situada
entre este e a linha de costa. Estes depósitos, como o da
Rasa e do Carregal, têm sido referidos como pertencentes
à Fase I da região próxima do Porto (Araújo, 1991, 1993,
1995, 1997). Para além do seu enquadramento
geomorfológico, os depósitos caracterizam-se pelo carácter
francamente caulinítico e pela cor branca ou
esbranquiçada. Na plataforma litoral é típica a existência
de um nível basal conglomerático, com blocos de granito
completamente alterados e de quartzo filoniano, ao qual
se sobrepõe um nível mais fino que denuncia a passagem
a condições de mais baixa energia deposicional. No topo,
a estratificação cruzada em arenitos e conglomerados
sugere canalização dos fluxos.
Os depósitos situados para leste do relevo marginal,
como os de Avintes, Gandra, Esposade e Medas, revelam
um carácter mais grosseiro e composição distinta da
observada na plataforma litoral (Araújo, 1991, 1993, 1995,
1997). O encouraçamento ferruginoso que afecta o topo
desta unidade pode atingir grande desenvolvimento, como
é o caso do depósito de Gandra (Gondomar), com cerca
de 1,5 metros. Estes aspectos relacionam-se com uma
alimentação predominantemente metassedimentar, com a
proximidade de afloramentos quartzíticos (depósito de
Medas) e com um sistema de drenagem segundo um eixo
coincidente com o Douro actual.
Na plataforma litoral, após os primeiros acarreios
grosseiros, deve ter-se desenvolvido uma planície costeira,
com condições de deposição em ambiente fluvial de baixa
Ciências da Terra (UNL), 14
energia. A caracterização dos depósitos das imediações
do Porto sugere génese em meio quente e húmido. O
encouraçamento do topo pode relacionar-se com a posterior alteração no sentido de condições mais resistásicas
(Araújo, 1991, 1993, 1995, 1997), talvez durante o
episódio seguinte.
Para o interior (Trás-os-Montes oriental), as influências
eustáticas quase não se fizeram sentir e tal como nos
episódios anteriores, o controlo tectónico foi fundamental. Na depressão de Mirandela está representada uma
unidade – Formação de Mirandela - com características
que sugerem já a abertura desta depressão a uma drenagem
exorreica, efectuada provavelmente por um precursor do
Douro (fig. 1B) (Pereira, 1997; 1998a, 1999). A Formação
de Mirandela tem uma espessura superior a 30 metros,
cor esbranquiçada e amarelada e é constituída por uma
sucessão de níveis conglomeráticos de matriz arenosa e
clastos essencialmente quartzosos, intercalados com alguns
níveis arenosos e raros lutitos. Na fracção argilosa a
caulinite é largamente predominante. Os sedimentos
preenchem paleovales estreitos e profundos talhados no
substrato. As litofácies conglomeráticas maciças ou com
organização incipiente são largamente dominantes e
representam essencialmente a deposição em fundo de canal. Os clastos revelam uma origem parcial em granitóides,
que após a sua alteração, forneceu grande quantidade de
areias de quartzo e feldspato. Das rochas
metassedimentares regionais estão representadas as
litologias mais resistentes à meteorização.
Na depressão de Mirandela estão também presentes
unidades que se supõem anteriores e posteriores à
Formação de Mirandela. Contudo, não foi ainda possível
comprovar a relação estratigráfica entre as várias unidades,
pois não se sobrepõem todas directamente.
As características sedimentológicas da Formação de
Mirandela permitem a sua correlação com as unidades
continentais mais antigas identificadas nas depressões
minhotas e em especial as das proximidades do Porto. As
unidades deste episódio, que foram acima sucintamente
descritas, são atribuídas à unidade alostratigráfica SLD13,
também identificada nos registos de outras regiões a sul
(Cunha, 1992a, 1996, 1999a; Pena dos Reis et al., 1992;
Cunha et al., 1993).
Episódio 4: Os leques aluviais e a rede hidrográfica na
transição Neogénico-Quaternário
Na plataforma litoral da região do Porto diferencia-se
um conjunto de depósitos morfologicamente encaixados
na superfície que suporta os depósitos mais antigos e que
se distinguem pelo seu carácter grosseiro e pela deposição
em leques aluviais (fig. 1C). Estes depósitos, que têm sido
localmente referidos como da Fase II, distribuem-se
paralelamente ao relevo marginal e sugerem uma série de
leques aluviais formados à saída desse relevo em
soerguimento (Araújo, 1991, 1993, 1995, 1997). Têm
carácter conglomerático e apresentam finas crostas
ferruginosas. Nas zonas mais proximais, os depósitos são
muito grosseiros, com abundantes blocos até 50 cm, como
é o caso da Pedrinha (Valbom, Gondomar), a 6 km dos
primeiros afloramentos quartzíticos da serra de Valongo.
Em zonas mais distais, como em Coimbrões, os depósitos
tornam-se mais finos.
Em Trás-os-Montes, foi definida a Formação de
Aveleda, constituída por depósitos vermelhos superficiais
que sucedem, nos planaltos, ao preenchimento das
depressões pelos sedimentos das Formações de Bragança
e Mirandela (Pereira, 1997, 1998b). Os sedimentos
ocorrem em pequenos afloramentos onde são
predominantes as litofácies conglomeráticas de matriz
lutítica abundante que suporta clastos com desgaste
reduzido, predominantemente quartzosos e quartzíticos.
A fracção argilosa revela largo predomínio de caulinite e
ilite. As características indicam um transporte reduzido e
fontes alimentadoras locais. Litofácies e arquitectura dos
depósitos sugerem derrames do tipo debris flow em leques
aluviais, para além da rede hidrográfica em incisão (fig.
1C). A Formação de Aveleda ocorre quer em domínio
tectonicamente pouco desnivelado, sobre uma importante
superfície erosiva correspondente à superfície da Meseta
Ibérica, quer no contexto dos acidentes tectónicos (fig.
1C).
As características sedimentológicas apresentadas e o
seu enquadramento geomorfológico suportaram a
correlação desta formação com a SLD14 identificada
noutras regiões do país, nomeadamente nas bacias
cenozóicas do Mondego (Daveau et coll., 1985-86; Cunha,
1999b), Baixo Tejo (Martins, 1999; Cunha 1999b) e do
Sado (Pimentel, 1997).
Ao enchimento das depressões terciárias devem ter
sucedido condições para o maior desenvolvimento da
superfície de aplanamento representada principalmente no
Planalto Mirandês. Estas condições de tectónica menos
activa, parecem ter permanecido nesta região, até à
actualidade. Os relevos de resistência que se elevam acima
dessa superfície, constituíram aí a fonte alimentadora dos
sedimentos. Ao longo das principais zonas de falhas, terá
sido um novo episódio tectónico compressivo o prinicipal
responsável pela formação dos leques aluviais (Pereira,
1997, 1998a, 1998b, 1999).
Na Península Ibérica está identificada uma ruptura
tectónica intra-Villafranquiano, conhecida por IberoManchega II, aproximadamente aos 2,0 Ma (Calvo et al.,
1993), à qual se liga um episódio sedimentar reconhecido
em várias bacias. Também para o fim do Pliocénico
(Gelasiano) têm sido indicadas condições de clima, em
geral mais frias e secas, que contrastam com as condições
quentes e húmidas precedentes (Pais, 1989; Azevêdo,
1993, Pimentel & Azevêdo, 1993). A nível global são
referidas também duas importantes crises climáticas frias,
uma primeira há cerca de 2,5 Ma (Van Couvering, 1997;
Nikiforova & Alekseev, 1997) e outra há 1,8 Ma, que marca
o início formal do Quaternário (Pasini & Colalongo, 1997).
Com base nestes dados, correspondentes quer a unidades
de características semelhantes descritas na Península
Ibérica quer à idade das rupturas tectónicas e climáticas,
admitimos que este episódio se possa atribuir ao Gelasiano
a Plistocénico inicial.
77
1º Congresso sobre o Cenozóico de Portugal
Fig. 1 – Esboço da drenagem no episódio 2 (A), no episódio 3 (B) e no episódio 4 (C).
78
Ciências da Terra (UNL), 14
Episódio 5: Os sucessivos embutimentos da rede
hidrográfica no Quaternário
A relação entre a colmatação mais antiga e o
embutimento quaternário, não está ainda totalmente
esclarecida na fachada atlântica norte. O conteúdo
paleontológico da jazida de Corgos (Andrade, 1945), no
vale do Minho, tal como é apresentado, revela
características mais temperadas e está de acordo com a
hipótese da presença dum episódio sedimentar quaternário
embutido no anterior (Alves & Pereira, 1999, 2000). A
relação entre as duas unidades pode ilustrar a importância
do processo de gliptogénese provocado pelo arrefecimento
climático que se encontra registado na Europa,
seguramente antes do Plistocénico médio. Posteriormente
e até à actualidade, sucedem-se mais três ciclos
sedimentares, cada um deles correspondendo a um novo
talvegue traçado no soco e respectivo aluvionamento. Os
episódios de gliptogénese/sedimentogénese mais recentes
relacionam-se com o último período glaciário, que permitiu
a manutenção de várias glaciações nas serras da Peneda e
Gerês (Romaní et al., 1999), responsável pelo escavamento
de novos talvegues, seguido do aluvionamento durante o
pós glaciar.
A composição sedimentar nos três primeiros ciclos é,
em grande parte, semelhante à anterior (placenciana); as
grandes mudanças climáticas que ocorreram
regionalmente durante o último período glaciário são
observadas nos sedimentos do quarto ciclo, os últimos a
preencher os vales, e na alteração presente nos testemunhos
da sedimentação anterior (Pereira & Alves, 1993).
Contrastando com a simplicidade composicional anterior,
observam-se, nos aluviões deste último ciclo, grande
quantidade de clastos de rochas e outros minerais
quimicamente menos resistentes, assim como maior teor
em ilite e em interestratificados em detrimento da caulinite
(Pereira, 1989; 1991; Alves, 1991, 1993, 1995a, Pereira
& Alves, 1993; Alves & Pereira, 1999, 2000).
Assim, nos vales minhotos, a morfogénese quaternária
está marcada pela gliptogénese, acção que conduziu ao
encaixe sucessivo das redes de drenagem anteriormente
instaladas. A erosão remontante que daí resultou, permitiu
algumas capturas, como a que desviou o trajecto do rio
Homem para a bacia do Cávado. Estas alterações
diminuiram a capacidade erosiva do rio que circulava pelos
depósitos de Alvarães, preservando-os da completa erosão
(Alves, 1995a, 1995b, 1996).
O rio Douro, evacuou os aluviões em sucessivos ciclos
de encaixe. Restam somente pequenos retalhos, em geral
situados em apertadas curvaturas, controladas por
alinhamentos tectónicos. Com maior expressão, são
observados depósitos em Barca d’Alva e na zona do
Pocinho, ainda em relação com o acidente tectónico
Bragança-Vilariça-Manteigas (Pereira & Azevedo, 1995;
Pereira, 1997).
CONCLUSÕES
Os dados disponíveis sugerem que, durante o
Cenozóico, os processos erosivos foram dominantes no
norte de Portugal. A sedimentação preservada nesta região
é observada em circunstâncias particulares, como a captura
em pequenas bacias de desligamento, dificuldades de
drenagem por acção tectónica ou pela constituição de
alvéolos erosivos. Em face do enquadramento
geomorfológico, o registo sedimentar a oriente expressa
um determinante controlo tectónico, enquanto a ocidente,
a proximidade do Atlântico impõe também um controlo
eustático.
Os sedimentos cenozóicos mais antigos (episódio 1)
estão preservados em fossas estreitas, no contexto do
acidente tectónico de Bragança-Vilariça-Manteigas.
Constituem vestígios de leques aluviais gerados,
provavelmente no Paleogénico, na dependência dos
maciços de Bragança e de Morais ou, mais a sul (Vilariça,
Longroiva, Nave de Haver, etc.), de mantos aluviais
alimentados por granitóides e pertencentes ao sector proximal de uma vasta drenagem deficiente, efectuada para leste
(Bacia do Douro).
Relativamente ao episódio 2, admite-se que os
sedimentos cenozóicos observados em Trás-os-Montes
constituam duas unidades alostratigráficas atribuíveis ao
Miocénico terminal e ao Zancliano (SLD11 e SLD12). A
unidade mais antiga (Membro de Castro e Formação de
Quintãs ?) relaciona-se com um episódio importante de
configuração da paisagem regional, acentuando os relevos
e impondo deslocamentos verticais importantes
(soerguimento relativo do bloco tectónico ocidental) nos
desligamentos esquerdos de Bragança- Vilariça-Longroiva
e de Verin-Penacova. A segunda unidade alostratigráfica
(Membro de Atalaia) revela um similar impulso tectónico
importante e condições paleoclimáticas temperadas
quentes, mas com forte contraste estacional. Durante estes
episódios, os acidentes tectónicos de Verin-Penacova e de
Bragança-Vilariça-Manteigas devem ter funcionado como
limites de três blocos principais: um bloco a ocidente do
acidente Verin-Penacova, com uma drenagem exorreica,
efectuada genericamente para oeste; um bloco central, com
uma drenagem endorreica na forma de leques aluviais,
em bacias de desligamente geradas ao longo dos acidentes
tectónicos (Chaves, Vila Real, etc.); um bloco a oriente
do acidente Bragança-Vilariça-Manteigas, correspondente
a um domínio proximal de um sistema fluvial drenando
para a Bacia Terciária do Douro (fig. 1A).
No Placenciano (episódio 3; SLD13), uma parte
importante das áreas interiores deve ter sido capturada pela
drenagem exorreica, nomeadamente o referido bloco central. No Minho e Douro Litoral ter-se-á observado o
alargamento dos vales fluviais (fig. 1B), bem como
importante assoreamento, em ligação com um alto nível
do mar e condições de clima relativamente quente e
húmido.
79
1º Congresso sobre o Cenozóico de Portugal
A modificação das condições climáticas no fim do
Pliocénico (episódio 4; SLD14), no sentido de maior aridez
e frio, bem como a ocorrência de uma nova fase tectónica
intensamente compressiva segundo WNW-ESE, devem ter
constituído as razões para o desenvolvimento de leques
aluviais na periferia de alguns relevos em soerguimento
ou já salientes (fig. 1C).
No Plistocénico (episódio 5) acentua-se o encaixe da
rede fluvial, com forte erosão remontante e capturas.
Regista-se, no sector atlântico, a captura da bacia do rio
Homem para a bacia do Cávado e para o interior, a captura
das bacias endorreicas, como as pequenas depressões da
Vilariça e Longroiva ou da grande Bacia Terciária do
Douro (Espanha). Nos vales minhotos estão registados
quatro ciclos principais de gliptogénese/sedimentogénese
quaternária que sucedem aos vestígios da sedimentação
pliocénica.
AGRADECIMENTOS
Este trabalho foi realizado com financiamento da
Fundação para a Ciência e a Tecnologia,
respectivamente.no âmbito do Centro de Ciências do
Ambiente/Ciências da Terra da Universidade do Minho,
Centro de Geociências da Universidade de Coimbra e
GEDES da Faculdade de Letras da Universidade do Porto.
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Original recebido em 28/01/2000
Revisto em 13 de Dezembro de 2000
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